대기 - 물과 먼지(부피 기준)를 제외하고 질소(78.08%), 산소(20.95%), 아르곤(0.93%), 이산화탄소(약 0.09%) 및 수소, 네온으로 구성된 지구의 기체 외피 , 헬륨, 크립톤, 크세논 및 기타 여러 가스(총 약 0.01%). 전체 두께에 걸쳐 건조 A.의 조성은 거의 동일하지만 하부에서 함량이 증가한다. 물, 먼지, 토양 - 이산화탄소. A.의 하부 경계는 육지와 물의 표면이고 상부 경계는 우주 공간으로의 점진적인 이행에 의해 고도 1300km에 고정된다. A.는 3개의 층으로 나뉩니다: 더 낮은 - 대류권평균 - 천장그리고 탑- 전리층. 7-10km(극지방 위) 및 16-18km(적도 지역 위) 높이까지의 대류권은 대기 질량의 79% 이상을 포함하고(80km 이상) 0.5%. 다른 위도 및 decomp에서 특정 섹션의 A. 기둥의 무게. 온도가 약간 다릅니다. 0°에서 45°의 위도에서 이것은 760mm의 수은 기둥의 무게 또는 cm2당 압력 1.0333kg과 같습니다.
복잡한 수평(다른 방향과 다른 속도로), 수직 및 난기류 운동은 모든 공기층에서 발생합니다. 태양 복사와 우주 복사의 흡수 및 자체 복사가 발생합니다. 자외선 흡수제로서 특히 중요한 것은 총 함량을 갖는 A.의 오존이다. A. 부피의 0.000001%에 불과하지만 16-32km 높이의 층에 60% 집중 - 오존 및 대류권 - 단파 복사를 전달하고 "반사된" 장파 복사를 지연시키는 수증기 . 후자는 대기 하층의 가열로 이어집니다.지구 발전의 역사에서 대기의 구성은 일정하지 않았습니다. Archean에서 CO 2의 양은 아마도 훨씬 더 많았고 O 2 - 더 적었습니다. Geochem. 그리고 걸. 컨테이너로서의 A.의 역할 생물권에이전트 과형성매우 큰. A. 이외에 물리적으로. 몸에는 압력을 표현하기 위한 기술량으로서 A.라는 개념이 있다. A. 기술은 cm 2 당 1kg의 압력과 같습니다 2, 735.68 mm 수은 기둥, 10m의 수주(4°C에서). V.I. 레베데프.
지질 사전: 2권. - 남: 네드라. K. N. Paffengolts et al. 편집. 1978 .
대기
지구(그리스어 atmos에서 - 증기 및 sphaira - * ㅏ.대기; N.대기; 에프.대기; 그리고. atmosfera) - 지구를 둘러싸고 매일의 회전에 참여하는 기체 껍질. Macca A.은(는) 대략 5.15 * 10 15 t.A.는 지구에 생명체가 존재할 가능성을 제공하고 지리에 영향을 미칩니다. 프로세스.
A의 기원과 역할현대의 A. 2차 기원으로 보입니다. 그것은 행성이 형성된 후 지구의 단단한 껍질(암권)에서 방출된 가스에서 유래했습니다. 걸중. 지구의 역사 A.는 수단을 겪었습니다. 여러 요인의 영향을 받는 진화: 공간에서 가스 분자의 소산(산란). 공간, 화산의 결과로 암석권에서 가스가 방출됩니다. 활동, 태양 자외선 복사의 영향으로 분자의 해리 (분할), 화학. A.의 구성 요소와 지각을 구성하는 암석 사이의 반응, (포착) 운석. 에이.의 발전은 걸과뿐만 아니라 밀접한 관련이 있다. 그리고 지오켐. 과정뿐만 아니라 살아있는 유기체, 특히 인간의 활동(인위적 요인)과도 관련이 있습니다. 과거 A.의 조성 변화에 대한 연구는 이미 현생대 초기에 공기 중의 산소량이 약 현대의 1/3 가치. A.의 산소 함량은 데본기와 석탄기에 현대를 능가했을 때 급격히 증가했습니다. . 페름기와 트라이아스기의 기간이 감소한 후 다시 증가하여 최대값에 도달했습니다. Jurassic의 값, 그 후 새로운 감소가 있었고 k-poe는 우리의 . Phanerozoic 동안 이산화탄소의 양도 크게 변경되었습니다. 캄브리아기에서 고생대까지 CO 2 는 0.1-0.4% 사이에서 변동했습니다. 현대판으로 다운그레이드 수준(0.03%)은 올리고세와 (중신세의 특정 증가 후) 플라이오세에서 발생했습니다. ATM. 생물을 렌더링합니다. 암석권의 진화에 영향. 예를 들어, b.ch. 처음에 암석권에서 아프리카로 들어온 이산화탄소는 탄산염 암석에 축적되었습니다. ATM. 그리고 수증기는 지구 기압의 전체 역사를 통틀어 g.p.ha에 영향을 미치는 가장 중요한 요소입니다. 퇴적물은 과형성 과정에서 중요한 역할을 합니다. 덜 중요한 것은 바람의 활동( 센티미터.풍화), 작은 파괴 도시 정착지를 장거리로 운반합니다. 온도 및 기타 기압의 변동은 gp의 파괴에 큰 영향을 미칩니다. 요인.
A. 지구 표면이 파괴되지 않도록 보호합니다. 떨어지는 돌(운석)의 작용, b.ch. to-rykh는 밀도가 높을 때 타 버립니다. 식물과 렌더링된 생물. A.의 발전에 미치는 영향은 atm에 크게 의존합니다. 정황. A.의 오존층이 b.h를 지연시킨다. 살아있는 유기체에 해로운 영향을 미칠 태양의 자외선. 산소 A.는 식물 영양 과정에서 동식물, 이산화탄소의 호흡 과정에서 사용됩니다. ATM. 공기는 중요한 화학 물질입니다. 산업용 원자재: 예: atm. 암모니아, 질소 등의 생산을 위한 원료입니다. 사이; 산소는 분해에 사용됩니다. 산업 엑스바. 풍력 에너지의 개발은 특히 다른 에너지가 없는 지역에서 점점 더 중요해지고 있습니다.
빌딩 A. A. 명확하게 표현된(그림)이 특징이며, 온도의 수직 분포와 구성 가스의 밀도에 의해 결정됩니다.
온도의 과정은 매우 복잡하여 기하급수적으로 감소합니다(A. 총 질량의 80%가 대류권에 집중되어 있음).
A.와 행성간 공간 사이의 전이 영역은 가장 바깥쪽 부분인 외기권으로 희박한 수소로 구성됩니다. 중력 1-20,000km의 고도에서. 지구의 장은 더 이상 가스를 보유할 수 없으며 수소 분자는 우주로 흩어집니다. 우주. 수소 소산 영역은 지오 코로나 현상을 만듭니다. 예술의 첫 비행. 위성은 그것이 여러 개로 둘러싸여 있음을 발견했습니다. 하전 입자의 껍질, 기체 동역학. Pace-pa to-rykh는 여러 가지에 도달합니다. 천도. 이 껍질을 방사능 벨트. 하전 입자(태양 기원의 전자 및 양성자)는 지구 자기장에 의해 포획되어 A. decomp를 유발합니다. 현상, 예. 극광. 방사능 벨트는 자기권의 일부입니다.
모든 매개 변수 A.-온도-pa, 압력, 밀도-는 수단으로 특성화됩니다. 공간적 및 시간적 변동성(위도, 연간, 계절, 매일). 태양 플레어에 대한 의존도도 발견되었습니다.
구성 가.기본 A. 성분은 질소와 산소, 이산화탄소, 기타 가스(표)입니다.
A.의 가장 중요한 변수 성분은 수증기입니다. 농도의 변화는 적도의 지구 표면의 3%에서 극지방의 0.2%까지 매우 다양합니다. 기본 그 질량은 대류권에 집중되어 있으며 함량은 증발, 응축 및 수평 이동 과정의 비율에 의해 결정됩니다. 수증기가 응결되어 구름이 형성되고 atm이 떨어집니다. 강수(비, 우박, 눈, 포카, 안개). 기존의 가변 성분 A.는 이산화탄소이며, 그 함량 변화는 식물의 중요한 활동(광합성 과정) 및 바다에서의 용해도와 관련이 있습니다. 물(바다와 아프리카 사이의 가스 교환). 산업 공해로 인한 이산화탄소 함량 증가가 영향을 미치고 있다.
복사, 열 및 물의 균형 A.거의 하나. 모든 육체의 에너지원. A.에서 발전하는 과정은 "투명한 창"에 의해 전달되는 태양 복사입니다. A. Ch. 방사선의 특징. 모드 A. - 소위. 온실 효과 - 광학에서 복사를 거의 흡수하지 않는다는 사실로 구성됩니다. 범위 (b. h. 복사는 지구 표면에 도달하여 가열) 및 지구의 적외선 (열) 복사는 반대 방향으로 전달되지 않아 행성의 열 전달을 크게 줄이고 온도를 높입니다. A에 입사하는 태양 복사의 일부는 흡수되고(주로 수증기, 이산화탄소, 오존 및 에어로졸), 다른 부분은 가스 분자(하늘의 푸른 색을 설명함), 먼지 입자 및 밀도 변동에 의해 산란됩니다. 산란된 방사선은 직사광선으로 요약되며 지구 표면에 도달한 후 부분적으로 반사되고 부분적으로 흡수됩니다. 반사된 방사선의 비율은 반사에 따라 다릅니다. 기본 표면의 능력(알베도). 지구 표면에 의해 흡수된 복사는 A로 향하는 적외선 복사로 처리됩니다. 차례로 A는 지구 표면(소위 복사 A.)과 세계로 향하는 장파 복사의 소스이기도 합니다. 공간(소위 나가는 방사선). 지표면에 흡수된 단파복사량과 유효복사선량의 차이를 A.라고 한다. 방사능 균형.
태양이 지표면에 흡수된 후 태양의 복사 에너지의 변환은 A. 지구의 열 균형을 구성합니다. A.에서 세계 공간으로의 열은 흡수된 복사에 의해 가져온 에너지를 훨씬 초과하지만 적자는 기계적으로 인한 유입으로 보충됩니다. 열교환(난류) 및 수증기 응축열. A.에서 후자의 값은 수치적으로 지구 표면의 열 비용과 같습니다( 센티미터.물 균형).
공기 이동 가.대기의 이동성이 높기 때문에 아프리카의 모든 고도에서 바람이 관찰됩니다. 공기 이동 방향은 여러 요인에 따라 달라집니다. 요인이지만 주요 요인은 고르지 않은 가열 A. 다른 p-ns입니다. 결과적으로 A.는 태양에서 오는 복사 에너지를 운동 에너지로 변환하는 거대한 열 기관에 비유될 수 있습니다. 움직이는 기단의 에너지. 약 이 프로세스의 효율은 2%로 추정되며, 이는 2.26 * 10 15 W의 전력에 해당합니다. 이 에너지는 대규모 소용돌이( 저기압 및 고기압)의 형성과 안정적인 지구 풍력 시스템(몬순 및 무역풍)의 유지에 사용됩니다. 하부에 대규모 기류와 함께. A. 층이 많이 관찰된다. 국지적 공기 순환(미풍, 보라, 산골짜기 바람 등). 모든 기류에서 일반적으로 중소 크기의 기류의 움직임에 해당하는 맥동이 기록됩니다. 기상의 눈에 띄는 변화 조건은 관개, 현장 보호 식림, 늪과 같은 매립 조치에 의해 달성됩니다. p-new, 예술을 창조합니다. 바다. 이러한 변화는 주로 지상 공기로 제한됩니다.
날씨와 기후에 대한 직접적인 영향 외에도 인간 활동은 에너지, 야금, 화학 물질의 작용으로 인해 A.의 구성에 영향을 미칩니다. A.의 오염. 그리고 경적. prom-sti는 공기 Ch로 방출의 결과로 발생합니다. 아. 배기 가스(90%), 먼지 및 에어로졸. 인간 활동의 결과로 매년 대기 중으로 방출되는 에어로졸의 총 질량, 약 3억 톤. 이와 관련하여 많은 각국은 대기 오염을 통제하기 위해 노력하고 있습니다. 에너지 부문의 급속한 성장은 추가적인 난방 A., to-poe는 여전히 큰 무도회에서만 눈에.니다. 그러나 미래에는 넓은 지역에서 기후 변화로 이어질 수 있습니다. 오염 A. 뿔. 기업은 geol에 의존합니다. 개발중인 퇴적물의 특성, p.의 추출 및 처리 기술 및. 예를 들어, 개발 중 탄층에서 메탄의 방출은 약 100%입니다. 연간 9000만 m3. 1년 동안 발파(정착지 발파)를 수행하는 동안 약. 8백만 m 3 가스, 그 중 b.ch. 비활성, 렌더링되지 않음 유해한 영향에 환경. 산화로 인한 가스 발생의 강도. 덤프의 프로세스는 상대적으로 큽니다. 광석을 처리하는 동안과 용광로에서 많은 분진이 발생합니다. 특히 건조하고 바람이 많이 부는 지역에서 발파를 사용하여 광상을 개방적으로 개발하는 기업. 미네랄 입자는 짧은 시간 동안 공기 공간을 오염시킵니다. 시간, ch. 아. 기업 근처, 토양, 수역 표면 및 기타 물체에 정착.
대기 오염을 방지하기 위해 가스가 사용됩니다. 메탄 포집, 에어 폼 및 에어 워터 커튼, 배기 가스 청소, 경적에서 전기 드라이브(디젤 대신). 그리고 트랜스. 장비, 채굴된 공간의 격리(백필), 탄층에 물 또는 발열성 용액 주입 등 광석 처리 공정에서 새로운 기술 도입(생산 주기가 폐쇄된 기술 포함), 가스 처리 공장, 연기 및 가스 제거 높은 층 A. 및 기타 층까지 A.에서 퇴적물 개발 중 먼지 및 에어로졸 배출 감소는 굴착 및 발파 및 적재 및 운송 과정에서 먼지를 억제, 결합 및 포획함으로써 달성됩니다. 작업(물, 용액, 거품으로 관개, 덤프, 측면 및 도로에 유제 또는 필름 코팅 적용 등). 광석을 운송 할 때 파이프 라인, 용기, 필름 및 유제 코팅이 사용되며 처리하는 동안 필터로 청소, 자갈로 광미 코팅, 유기물이 사용됩니다. 수지, 매립, 광미 처분. 문학: Matveev L. T., Kypc of General Meteorology, Atmospheric Physics, L., 1976; Xrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2nd ed., vol.1-2, L., 1978; Budyko M.I., 과거와 미래의 기후, L., 1980. M.I. 부디코.
산 백과 사전. - M.: 소련 백과사전. E. A. Kozlovsky 편집. 1984-1991 .
동의어:대기 … 맞춤법 사전
대기- 음. 분위기 f., n. 위도 대기권 gr. 1. 물리적, 유성. 지구의 공기 껍질, 공기. 슬. 18. 대기 또는 우리를 둘러싸고 있고 우리가 숨쉬는 공기. Karamzin 11 111. 대기에 의한 빛의 산란. 아스트르 라란다 415.… … 러시아어 Gallicisms의 역사 사전
지구(그리스의 atmos 증기 및 sphaira 공에서), 지구의 기체 껍질, 중력에 의해 연결되고 매일 및 연간 회전에 참여합니다. 대기. 지구 대기 구조의 계획 (Ryabchikov에 따르면). 무게 A. 약. 5.15 10 8kg.… … 생태 사전
- (그리스어 atmosphaira, atmos 커플 및 sphaira 공, 구체). 1) 지구나 다른 행성을 둘러싸고 있는 기체 껍질. 2) 사람이 움직이는 정신적 환경. 3) 경험하거나 생성된 압력을 측정하는 단위 ... ... 러시아어 외국어 사전
대기는 지구의 형성과 함께 형성되기 시작했습니다. 행성의 진화 과정과 그 매개 변수가 현대적인 가치에 접근함에 따라 화학적 구성과 물리적 특성에 근본적으로 질적 변화가있었습니다. 진화론적 모델에 따르면, 초기 단계에서 지구는 약 45억 년 전에 용융 상태였고 고체로 형성되었습니다. 이 이정표는 지질 연대기의 시작으로 간주됩니다. 그때부터 대기의 느린 진화가 시작되었습니다. 일부 지질 학적 과정 (예 : 화산 폭발 중 용암 분출)에는 지구의 창자에서 가스가 방출되었습니다. 여기에는 질소, 암모니아, 메탄, 수증기, CO2 산화물 및 CO2 이산화탄소가 포함됩니다. 태양 자외선의 영향으로 수증기는 수소와 산소로 분해되지만 방출된 산소는 일산화탄소와 반응하여 이산화탄소를 형성합니다. 암모니아는 질소와 수소로 분해됩니다. 확산 과정에서 수소가 상승하여 대기를 떠나는 반면 무거운 질소는 빠져나가지 못하고 점차 축적되어 주성분이 되지만 일부는 화학 반응의 결과 분자로 결합됩니다( 센티미터. 대기의 화학). 자외선과 전기 방전의 영향으로 지구의 원래 대기에 존재하는 가스 혼합물이 화학 반응을 일으켜 유기 물질, 특히 아미노산이 형성되었습니다. 원시 식물의 출현과 함께 산소의 방출과 함께 광합성 과정이 시작되었습니다. 이 가스는 특히 상층 대기로 확산된 후 생명을 위협하는 자외선과 X선 복사로부터 하층과 지구 표면을 보호하기 시작했습니다. 이론적 추정에 따르면, 현재보다 25,000배 낮은 산소 함량은 이미 현재의 절반 수준으로만 오존층을 형성할 수 있습니다. 그러나 이것은 이미 자외선의 손상 효과로부터 유기체를 매우 중요하게 보호하기에 충분합니다.
1차 대기에는 많은 양의 이산화탄소가 포함되었을 가능성이 있습니다. 광합성 과정에서 소모되었으며, 식물계가 진화하면서 농도가 감소했을 뿐만 아니라 일부 기간 동안의 흡수로 인해 지질학적 과정. 왜냐하면 온실 효과대기 중 이산화탄소의 존재와 관련하여 농도의 변동은 다음과 같은 지구 역사에서 대규모 기후 변화의 중요한 원인 중 하나입니다. 빙하기.
현대 대기에 존재하는 헬륨은 대부분 우라늄, 토륨 및 라듐의 방사성 붕괴의 산물입니다. 이 방사성 원소는 헬륨 원자의 핵인 a-입자를 방출합니다. 전하가 형성되지 않고 방사성 붕괴 동안 사라지지 않기 때문에 각 a-입자가 형성될 때 두 개의 전자가 나타나고 a-입자와 재결합하여 중성 헬륨 원자를 형성합니다. 방사성 원소는 암석의 두께에 흩어져 있는 광물에 포함되어 있기 때문에 방사성 붕괴의 결과로 형성된 헬륨의 상당 부분이 그 안에 저장되어 대기 중으로 매우 천천히 휘발됩니다. 일정량의 헬륨은 확산으로 인해 외기권으로 상승하지만 지표면에서 지속적으로 유입되기 때문에 대기 중 이 가스의 부피는 거의 변하지 않습니다. 별빛의 스펙트럼 분석과 운석 연구를 기반으로 우주에 있는 다양한 화학 원소의 상대적 존재비를 추정할 수 있습니다. 우주의 네온 농도는 지구보다 약 100억 배, 크립톤은 천만 배, 크세논은 백만 배 더 높습니다. 이로부터 분명히 원래 지구의 대기에 존재하고 화학 반응 과정에서 보충되지 않은 이러한 불활성 가스의 농도가 아마도 지구의 1차 대기가 손실되는 단계에서도 크게 감소했습니다. 불활성 가스 아르곤은 예외입니다. 칼륨 동위 원소의 방사성 붕괴 과정에서 여전히 40 Ar 동위 원소의 형태로 형성되기 때문입니다.
대기 가스의 총 중량은 약 4.5×10×15톤이므로 단위 면적당 대기의 "무게" 또는 대기압은 해수면에서 약 11 t/m 2 = 1.1 kg/cm 2 입니다. 압력은 P 0 \u003d 1033.23 g / cm 2 \u003d 1013.250 mbar \u003d 760 mm Hg와 같습니다. 미술. = 1 atm, 표준 평균 대기압으로 취함. 정수적 평형 상태의 대기에 대해 다음을 갖습니다. d 피= -rgd 시간, 즉 높이의 간격에서 시간~ 전에 시간+d 시간발생 대기압 변화 사이의 동등성 d 피그리고 단위 면적, 밀도 r 및 두께 d를 갖는 대기의 해당 요소의 무게 시간.압력 사이의 비율로 아르 자형그리고 온도 티밀도가 r인 이상 기체의 상태 방정식은 지구 대기에 매우 적합합니다. 피= r R 티/m, 여기서 m은 분자량이고 R = 8.3 J/(K mol)은 보편적인 기체 상수입니다. 그런 다음 d 로그 피= – (m g/RT)디 시간= -bd 시간= – 디 시간/H, 여기서 압력 구배는 로그 스케일입니다. H의 역수는 대기 높이의 척도라고 합니다.
등온 대기에 대해 이 방정식을 적분할 때( 티= const) 또는 그 부분에 대해 그러한 근사가 허용되는 경우 높이에 따른 기압 분포의 기압 법칙이 얻어집니다. 피 = 피 0 경험치(- 시간/시간 0), 높이 판독값 시간표준 평균 압력이 인 해수면에서 생성됩니다. 피 0 . 표현 시간 0=R 티/ mg은 높이 척도라고하며 대기의 온도가 모든 곳에서 동일하다면 (등온 대기) 대기의 범위를 특징으로합니다. 대기가 등온이 아닌 경우 높이에 따른 온도 변화 및 매개변수를 고려하여 통합해야 합니다. 시간- 온도와 매질의 특성에 따른 대기층의 일부 국부적 특성.
대기 바닥의 표준 압력에 해당하는 모델 (주요 매개 변수 값 표) 아르 자형 0이며 화학 조성을 표준 대기라고합니다. 보다 정확하게는 해수면보다 2km 낮은 고도에서 온도, 압력, 밀도, 점도 및 기타 공기 특성에 대해 위도 45° 32° 33І에 대한 평균 값이 제공되는 대기의 조건부 모델입니다. 지구 대기의 바깥 경계까지. 모든 고도에서 중간 대기의 매개 변수는 이상 기체 상태 방정식과 기압 법칙을 사용하여 계산되었습니다. 해수면에서 기압이 1013.25hPa(760mmHg)이고 온도가 288.15K(15.0°C)라고 가정합니다. 수직 온도 분포의 특성에 따라 평균 대기는 여러 층으로 구성되며 각 층의 온도는 높이의 선형 함수에 의해 근사됩니다. 가장 낮은 층인 대류권(h Ј 11km)에서 온도는 상승할 때마다 6.5°C씩 떨어집니다. 높은 고도에서 수직 온도 구배의 값과 부호는 층에서 층으로 변경됩니다. 790km 이상에서 온도는 약 1000K이며 실제로 높이에 따라 변하지 않습니다.
표준 대기는 정기적으로 업데이트되고 합법화된 표준으로 표 형식으로 발행됩니다.
| 1 번 테이블. 표준 지구 대기 모델. 표는 다음을 보여줍니다. 시간- 해발 높이, 아르 자형- 압력, 티– 온도, r – 밀도, N단위 부피당 분자 또는 원자의 수, 시간- 높이 척도, 엘자유 경로의 길이입니다. 로켓 데이터에서 얻은 80–250km 고도의 압력과 온도는 더 낮은 값을 갖습니다. 250km보다 큰 높이에 대한 외삽 값은 그리 정확하지 않습니다. | ||||||
| 시간(km) | 피(밀리바) | 티(°C) | 아르 자형 (g/cm3) | N(cm-3) | 시간(km) | 엘(센티미터) |
| 0 | 1013 | 288 | 1.22 10 -3 | 2.55 10 19 | 8,4 | 7.4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8.1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1.01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8.9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9.1 10 -4 | 1.89 10 19 | 9.9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8.2 10 -4 | 1.70 10 19 | 1.1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7.4 10 -4 | 1.53 10 19 | 7,7 | 1.2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6.6 10 -4 | 1.37 10 19 | 1.4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5.2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1.7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4.1 10 -4 | 8.6 10 18 | 6,6 | 2.2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1.93 10 -4 | 4.0 10 18 | 4.6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8.9 10 -5 | 1.85 10 18 | 6,3 | 1.0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1.9 10 -5 | 3.9 10 17 | 6,7 | 4.8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3.9 10 -6 | 7.6 10 16 | 7,9 | 2.4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1.15 10 -6 | 2.4 10 16 | 8,1 | 8.5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3.9 10 -7 | 7.7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1.1 10 -7 | 2.5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2.7 10 -8 | 5.0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2.8 10 -3 | 210 | 5.0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5.8 10 -4 | 230 | 8.8 10 -10 | 1.8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1.7 10 -4 | 260 | 2.1 10 -10 | 5.4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5.6 10 -11 | 1.8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3.2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1.8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1.6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 – 15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 – 10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 – 11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
온도가 높이에 따라 급격히 감소하는 대기의 가장 낮고 밀도가 높은 층을 대류권이라고 합니다. 그것은 대기 전체 질량의 최대 80%를 포함하고 극지방과 중위도에서는 최대 8-10km, 열대 지방에서는 최대 16-18km까지 확장됩니다. 거의 모든 기상 형성 과정이 여기에서 발생하고 지구와 대기 사이에서 열과 수분 교환이 발생하고 구름이 형성되고 다양한 기상 현상이 발생하며 안개와 강수가 발생합니다. 지구 대기의 이러한 층은 대류 평형 상태에 있으며 활발한 혼합으로 인해 주로 분자 질소(78%)와 산소(21%)로 구성된 균질한 화학 조성을 갖습니다. 대부분의 자연 및 인공 에어로졸과 가스 대기 오염 물질은 대류권에 집중되어 있습니다. 최대 2km 두께의 대류권 하부의 역학은 따뜻한 땅에서 공기(바람)의 수평 및 수직 이동을 결정하는 지표면의 특성에 크게 의존합니다. 주로 수증기와 이산화탄소에 의해 대류권에서 흡수되는 지구 표면의 IR 복사(온실 효과). 높이에 따른 온도 분포는 난류 및 대류 혼합의 결과로 설정됩니다. 평균적으로 약 6.5K/km 높이의 기온 강하에 해당합니다.
지표 경계층의 풍속은 먼저 고도에 따라 급격히 증가하고, 높을수록 킬로미터당 2-3km/s씩 계속 증가합니다. 때때로 대류권에는 좁은 행성 흐름 (30km / s 이상의 속도), 중위도의 서쪽 흐름, 적도 근처의 동쪽 흐름이 있습니다. 제트 기류라고 합니다.
대류권(대류권계면)의 상부 경계에서 온도는 하부 대기에 대한 최소값에 도달합니다. 이것은 대류권과 그 위의 성층권 사이의 전이층입니다. 대류권계면의 두께는 수백 미터에서 1.5-2km이고 온도와 고도는 지리적 위도와 계절에 따라 각각 190에서 220K, 8에서 18km입니다. 온대 및 고위도에서 겨울에는 여름보다 1-2km 낮고 8-15K 더 따뜻합니다. 열대 지방에서는 계절적 변화가 훨씬 적습니다(고도 16-18km, 온도 180-200K). 위에 제트기류대류권계면의 파열 가능성.
지구 대기의 가장 중요한 특징은 구름과 구름 구조의 형태로 가장 쉽게 관찰되는 물방울 형태의 상당한 양의 수증기와 물의 존재입니다. 10점 척도 또는 백분율로 표시되는 하늘의 구름 범위(특정 순간 또는 특정 기간 동안의 평균)의 정도를 흐림이라고 합니다. 구름의 모양은 국제 분류에 의해 결정됩니다. 평균적으로 구름은 지구의 절반을 덮습니다. 흐림은 날씨와 기후를 특징짓는 중요한 요소입니다. 겨울과 밤에 흐림은 지표와 공기 표층의 온도 감소를 방지하고, 여름과 낮에는 태양 광선에 의한 지표 가열을 약화시켜 대륙 내부의 기후를 부드럽게합니다.
구름은 대기(물 구름), 얼음 결정(얼음 구름) 또는 둘 다(혼합 구름)에 떠 있는 물방울의 축적입니다. 방울과 결정이 커지면 구름에서 강수의 형태로 떨어집니다. 구름은 주로 대류권에서 형성됩니다. 그들은 공기에 포함된 수증기의 응결로 인해 발생합니다. 구름 방울의 직경은 수 마이크론 정도입니다. 구름에 있는 액체 물의 함량은 분수에서 m3당 몇 그램에 이릅니다. 구름은 높이에 따라 구분됩니다. 국제 분류에 따르면 구름의 10개 속이 있습니다: 권운, 권적운, 권층, 고적운, 고층, 성층, 적운, 적란운, 적운.
성층권에서는 자개구름이, 중간권에서는 야광운이 관찰됩니다.
권운 - 얇은 흰색 실 또는 베일 형태의 투명한 구름으로 그림자가 생기지 않고 부드러운 광택이 있습니다. 권운은 얼음 결정으로 구성되어 있으며 매우 낮은 온도에서 대류권 상부에서 형성됩니다. 일부 유형의 권운은 날씨 변화의 전조 역할을 합니다.
권적운은 대류권 상부에 있는 얇은 흰 구름의 능선 또는 층입니다. 권적운 구름은 조각, 잔물결, 그림자가 없는 작은 공처럼 보이며 주로 얼음 결정으로 구성된 작은 요소로 구성됩니다.
Cirrostratus 구름 - 상부 대류권에 있는 희끄무레한 반투명 베일, 일반적으로 섬유질이며 때로는 흐릿하며 작은 바늘 또는 기둥 모양의 얼음 결정으로 구성됩니다.
고적운은 대류권의 하층과 중층의 흰색, 회색 또는 흰색 회색 구름입니다. 고적운 구름은 마치 하나의 판, 둥근 덩어리, 샤프트, 플레이크가 위에 놓여 있는 것처럼 층과 능선처럼 보입니다. 고적운은 강렬한 대류 활동 중에 형성되며 일반적으로 과냉각된 물방울로 구성됩니다.
Altostratus 구름은 섬유질 또는 균일한 구조의 회백색 또는 푸르스름한 구름입니다. 고도층 구름은 중간 대류권에서 관찰되며 높이가 수 킬로미터, 때로는 수평 방향으로 수천 킬로미터 뻗어 있습니다. 일반적으로 고도층 구름은 기단의 상승 운동과 관련된 정면 구름 시스템의 일부입니다.
후층운- 낮은(2km 이상) 균일한 회색의 비정질 구름층으로 지속적인 비나 눈이 내립니다. Nimbostratus 구름 - 수직(최대 수km) 및 수평(수천km)으로 고도로 발달된 구름은 일반적으로 대기 전선과 관련된 눈송이와 혼합된 과냉각된 물방울로 구성됩니다.
지층 구름 - 명확한 윤곽이 없는 균질한 층 형태의 낮은 계층의 구름, 색상은 회색입니다. 지구 표면 위의 지층 구름의 높이는 0.5-2km입니다. 이따금 이슬비가 지층 구름에서 내립니다.
적운은 주간에 짙고 밝은 흰색 구름으로 수직 발달이 현저합니다(최대 5km 이상). 적운의 상부는 둥근 윤곽을 가진 돔이나 탑처럼 보입니다. 적운 구름은 일반적으로 차가운 기단에서 대류 구름으로 형성됩니다.
성층적운 - 회색 또는 흰색의 비섬유층 또는 둥근 큰 블록의 능선 형태의 낮은(2km 미만) 구름. 성층운의 수직 두께는 작다. 때때로 성층적운은 가벼운 강수량을 제공합니다.
적란운은 강한 수직 발달(높이 14km)을 가진 강력하고 빽빽한 구름으로 뇌우, 우박, 스콜과 함께 폭우를 내립니다. 적란운은 얼음 결정으로 구성된 상부가 다른 강력한 적운에서 발생합니다.
평균적으로 12~50km 고도에서 대류권계면을 통해 대류권은 성층권으로 들어갑니다. 아래쪽 부분에서 약 10km, 즉. 약 20km의 높이까지 등온(약 220K의 온도)입니다. 그런 다음 고도에 따라 증가하여 50-55km 고도에서 최대 약 270K에 이릅니다. 여기에 성층권과 성층권이라고 불리는 그 위에 있는 중간권 사이의 경계가 있습니다. .
성층권에는 수증기가 훨씬 적습니다. 그럼에도 불구하고 얇은 반투명 자개구름이 때때로 관찰되며, 때때로 20-30km 높이의 성층권에 나타납니다. 자개구름은 일몰 후와 일출 전에 어두운 하늘에서 볼 수 있습니다. 모양이 자개 구름은 권운과 권적운과 비슷합니다.
약 50km의 고도에서 중간권은 넓은 온도의 최고점에서 시작됩니다. . 이 최대 지역의 온도 상승 이유 오존 분해의 발열성(즉, 열 방출을 동반함) 광화학 반응: O 3 + hv® O 2 + O. 오존은 분자 산소 O 2의 광화학 분해의 결과로 발생합니다.
약 2+ hv® O + O 및 원자 및 산소 분자의 삼중 충돌과 일부 제3 분자 M의 후속 반응.
O + O 2 + M ® O 3 + M
오존은 2000~3000Å 범위의 자외선을 탐욕스럽게 흡수하며 이 복사는 대기를 가열합니다. 상층 대기에 위치한 오존은 태양으로부터 오는 자외선의 작용으로부터 우리를 보호하는 일종의 보호막 역할을 합니다. 이 방패가 없다면 지구상의 생명체의 발전은 현대적인 형태거의 불가능합니다.
일반적으로 중간권 전체에서 대기의 온도는 중간권의 상부 경계(중간권이라고 함, 높이는 약 80km)에서 최소값 약 180K로 감소합니다. 중간계면 부근의 고도 70-90km에서 매우 얇은 얼음 결정층과 화산 및 운석 먼지 입자가 나타날 수 있으며 야광운의 아름다운 광경 형태로 관찰됩니다. 일몰 직후.
중간권에서는 대부분 지구에 떨어지는 작은 고체 운석 입자가 타서 유성 현상을 일으킵니다.
11km / s 이상의 속도로 지구 상층 대기에 침투하여 발생하는 플레어 및 기타 현상은 고체 우주 입자 또는 물체를 유성체라고합니다. 밝은 유성 흔적이 관찰되었습니다. 종종 운석의 낙하를 동반하는 가장 강력한 현상은 불덩어리; 유성은 유성우와 관련이 있습니다.
유성우:
1) 하나의 복사에서 몇 시간 또는 며칠에 걸쳐 여러 개의 유성이 떨어지는 현상.
2) 태양 주위를 한 바퀴 도는 유성체 무리.
하늘의 특정 지역과 연중 특정 요일에 유성의 체계적인 출현은 지구 궤도와 거의 동일하고 동일한 방향의 속도로 움직이는 많은 운석체의 공통 궤도의 교차로 인해 발생합니다. 하늘의 길은 하나에서 나오는 것 같다 공통점(광점). 그들은 복사가있는 별자리의 이름을 따서 명명되었습니다.
유성우는 조명 효과로 깊은 인상을 주지만 개별 유성은 거의 볼 수 없습니다. 훨씬 더 많은 수의 보이지 않는 유성이 대기에 삼켜지는 순간에 볼 수 없을 정도로 작습니다. 가장 작은 유성 중 일부는 아마도 전혀 가열되지 않고 대기에만 포착됩니다. 크기가 수 밀리미터에서 1000000000 밀리미터에 이르는 이러한 작은 입자를 미세 운석이라고합니다. 매일 대기로 유입되는 운석의 양은 100~10,000톤이며 이 물질의 대부분은 미세운석입니다.
운석은 대기에서 부분적으로 연소되기 때문에 가스 구성은 다양한 화학 원소의 미량으로 보충됩니다. 예를 들어, 돌 유성은 리튬을 대기로 가져옵니다. 금속성 유성의 연소는 작은 구형 철, 철-니켈 및 기타 방울을 형성하여 대기를 통과하여 지표면에 퇴적됩니다. 그들은 빙상이 수년 동안 거의 변하지 않은 채로 남아 있는 그린란드와 남극에서 발견할 수 있습니다. 해양학자들은 해저 퇴적물에서 그것들을 발견합니다.
대기로 유입되는 대부분의 유성 입자는 약 30일 이내에 퇴적됩니다. 일부 과학자들은 이 우주 먼지가 그러한 형성에 중요한 역할을 한다고 믿습니다. 기상, 비처럼 수증기 응결의 핵 역할을 하기 때문입니다. 따라서 강수량은 통계적으로 큰 유성우와 관련이 있다고 가정합니다. 그러나 일부 전문가들은 운석의 총 투입량이 가장 큰 유성우보다 수십 배 더 많기 때문에 그러한 소나기의 결과로 발생하는 이 물질의 총량 변화는 무시할 수 있다고 생각합니다.
그러나 가장 큰 미세 운석과 눈에 보이는 운석이 대기의 높은 층, 주로 전리층에 긴 이온화 흔적을 남긴다는 것은 의심의 여지가 없습니다. 이러한 궤적은 고주파 전파를 반사하므로 장거리 무선 통신에 사용할 수 있습니다.
대기로 진입하는 유성의 에너지는 주로, 아마도 완전히 가열에 소비됩니다. 이것은 대기의 열 균형의 사소한 구성 요소 중 하나입니다.
운석은 우주에서 지구 표면으로 떨어진 자연 기원의 고체입니다. 일반적으로 돌, 철석 및 철 운석을 구별합니다. 후자는 주로 철과 니켈로 구성됩니다. 발견된 운석 중 대부분은 수 그램에서 수 킬로그램의 무게를 가지고 있습니다. 발견된 것 중 가장 큰 고바 철 운석은 무게가 약 60톤이며 여전히 발견된 남아프리카 공화국에서 같은 장소에 놓여 있습니다. 대부분의 운석은 소행성의 파편이지만 일부 운석은 달과 화성에서 지구로 왔을 수도 있습니다.
불덩어리는 매우 밝은 유성으로, 때때로 낮에도 관찰되며 종종 연기가 자욱한 흔적을 남기고 소리 현상을 동반합니다. 종종 운석의 낙하로 끝납니다.
중간계면의 최저 온도 이상에서 열권이 시작되고, 온도가 처음에는 천천히 그리고 빠르게 다시 상승하기 시작합니다. 그 이유는 원자 산소의 이온화로 인해 150-300km 고도에서 자외선, 태양 복사의 흡수입니다. O + hv® 오 ++ 이자형.
열권에서 온도는 약 400km의 높이까지 지속적으로 상승하며, 태양 활동이 최대인 시기에 낮에는 1800K에 도달하며, 최소 시대에는 이 제한 온도가 1000K 미만이 될 수 있습니다. 400K 이상 km, 대기는 등온 외기권으로 이동합니다. 임계 수준(외기권의 바닥)은 약 500km의 고도에 있습니다.
오로라와 많은 궤도 인공위성, 야광운뿐만 아니라 이러한 모든 현상은 중간권과 열권에서 발생합니다.
고위도에서는 자기장 교란 동안 오로라가 관찰됩니다. 그들은 몇 분 동안 지속될 수 있지만 종종 몇 시간 동안 볼 수 있습니다. 오로라는 모양, 색상 및 강도가 매우 다양하며 시간이 지남에 따라 매우 빠르게 변하는 경우가 있습니다. 오로라 스펙트럼은 방출선과 밴드로 구성됩니다. 밤하늘의 방출 중 일부는 오로라 스펙트럼, 주로 l 5577 Å 및 l 6300 Å의 산소의 녹색 및 빨간색 선에서 향상됩니다. 이 선 중 하나가 다른 것보다 몇 배나 더 강렬하고 이것이 결정합니다. 보이는 색상광도: 녹색 또는 빨간색. 자기장의 교란은 또한 극지방의 무선 통신 중단을 동반합니다. 혼란은 전리층의 변화로 인해 발생하며, 이는 자기 폭풍이 발생하는 동안 강력한 이온화 소스가 작동함을 의미합니다. 강한 자기 폭풍은 태양 원반의 중심 근처에 큰 무리의 반점이 있을 때 발생한다는 것이 확인되었습니다. 관측에 따르면 폭풍은 반점 자체가 아니라 반점 그룹이 발달하는 동안 나타나는 태양 플레어와 관련이 있습니다.
오로라는 지구의 고위도 지역에서 관찰되는 빠른 움직임으로 다양한 강도의 빛의 범위입니다. 시각적 오로라는 녹색(5577Å)과 빨간색(6300/6364Å)의 산소 원자와 N 2 분자 밴드의 방출선을 포함하고 있으며, 이는 태양 및 자기권 기원의 에너지 입자에 의해 여기됩니다. 이러한 배출은 일반적으로 약 100km 이상의 고도에서 표시됩니다. 광학 오로라라는 용어는 시각적 오로라와 적외선에서 자외선 방출 스펙트럼을 나타내는 데 사용됩니다. 스펙트럼의 적외선 부분의 복사 에너지는 가시 영역의 에너지를 크게 초과합니다. 오로라가 나타날 때 ULF 범위에서 방출이 관찰되었습니다.
오로라의 실제 형태는 분류하기 어렵습니다. 다음 용어가 가장 일반적으로 사용됩니다.
1. 차분한 균일한 호 또는 줄무늬. 호는 일반적으로 지자기 평행 방향(극지방에서 태양을 향함)으로 ~1000km까지 확장되며 너비는 1에서 수십 킬로미터입니다. 스트립은 호 개념의 일반화이며 일반적으로 규칙적인 아치형 모양이 아니지만 S 형태 또는 나선 형태로 구부러집니다. 호와 밴드는 100-150km 고도에 있습니다.
2. 오로라의 광선 . 이 용어는 수십 킬로미터에서 수백 킬로미터의 수직 확장으로 자기장 라인을 따라 뻗어있는 오로라 구조를 나타냅니다. 수평을 따른 광선의 길이는 수십 미터에서 수 킬로미터로 작습니다. 광선은 일반적으로 호 또는 별도의 구조로 관찰됩니다.
3. 얼룩 또는 표면 . 이들은 특정 모양이 없는 고립된 광선 영역입니다. 개별 반점이 관련될 수 있습니다.
4. 베일. 하늘의 넓은 지역을 덮는 균일한 빛인 특이한 형태의 오로라.
구조에 따라 오로라는 균질, 광택 및 발광으로 나뉩니다. 다양한 용어가 사용됩니다. 맥동 아크, 맥동 표면, 확산 표면, 방사 스트라이프, 커튼 등 오로라의 색깔에 따라 분류됩니다. 이 분류에 따르면 오로라 유형은 하지만. 상단 또는 전체가 빨간색(6300–6364 Å)입니다. 그들은 일반적으로 높은 지자기 활동 중에 300-400km의 고도에서 나타납니다.
오로라형 에아래쪽 부분이 빨간색으로 표시되며 첫 번째 양의 N 2 시스템과 첫 번째 음의 O 2 시스템 밴드의 발광과 관련이 있습니다. 이러한 형태의 오로라는 오로라의 가장 활동적인 단계에서 나타납니다.
구역 오로라 – 지구 표면의 고정 지점에서 관찰자에 따르면 이들은 밤에 오로라가 가장 많이 발생하는 영역입니다. 구역은 북위 67° 및 남위 67°에 위치하며 너비는 약 6°입니다. 주어진 지자기 국지 시간에 해당하는 오로라의 최대 발생은 북극과 남극을 중심으로 비대칭적으로 위치하는 타원형 벨트(오로라 타원형)에서 발생합니다. 오로라 타원은 위도-시간 좌표로 고정되어 있으며, 오로라 영역은 위도-경도 좌표에서 타원의 자정 영역에 있는 점의 궤적입니다. 타원형 벨트는 밤 섹터에서 지자기 극에서 약 23°, 낮 섹터에서 15°에 위치합니다.
오로라 타원형 및 오로라 영역.오로라 타원의 위치는 지자기 활동에 따라 다릅니다. 타원은 높은 지자기 활동에서 더 넓어집니다. 오로라 영역 또는 오로라 타원형 경계는 쌍극자 좌표보다 L 6.4로 더 잘 표현됩니다. 오로라 타원의 주간 섹터 경계의 지자기력선은 다음과 일치합니다. 자기 갱년기.지자기축과 지구-태양 방향이 이루는 각도에 따라 오로라 타원의 위치가 변화한다. 오로라 타원은 또한 특정 에너지의 입자(전자 및 양성자)의 침전에 대한 데이터를 기반으로 결정됩니다. 그 위치는 에 대한 데이터에서 독립적으로 결정할 수 있습니다. 카스파흐낮과 마그네토 테일에서.
오로라 지역의 오로라 발생 빈도의 일별 변동은 지자기 자정에 최대값을 가지며 지자기 정오에 최소값을 갖는다. 타원의 적도에 가까운 쪽에서는 오로라의 발생 빈도가 급격히 감소하지만 일변동의 형태는 유지됩니다. 타원형의 극면에서는 오로라의 발생 빈도가 점차 감소하며 복잡한 일교차가 특징입니다.
오로라 강도 겉보기 휘도 표면을 측정하여 결정합니다. 밝기 표면 나특정 방향의 오로라는 총 방출량에 의해 결정됩니다. 4p 나광자/(cm 2 s). 이 값은 실제 표면 밝기가 아니라 기둥에서 방출을 나타내므로 일반적으로 오로라 연구에서 단위 광자/(cm 2 기둥 s)가 사용됩니다. 총 방출량을 측정하는 일반적인 단위는 10 6 광자/(cm 2 열 s)와 동일한 Rayleigh(R1)입니다. 오로라 강도의 보다 실용적인 단위는 단일 라인 또는 밴드의 방출에서 결정됩니다. 예를 들어, 오로라의 강도는 국제 밝기 계수(ICF)에 의해 결정됩니다. 녹색 선 강도 데이터(5577 Å)에 따라; 1kRl = I MKH, 10kRl = II MKH, 100kRl = III MKH, 1000kRl = IV MKH(최대 오로라 강도). 이 분류는 적색 오로라에 사용할 수 없습니다. 신기원(1957-1958)의 발견 중 하나는 자극에 대해 변위된 타원형의 형태로 오로라의 공간적, 시간적 분포를 확립한 것입니다. 자극에 대한 오로라 분포의 원형에 대한 간단한 아이디어에서, 자기권의 현대 물리학으로의 전환이 완료되었습니다. 발견의 영예는 O. Khorosheva와 G. Starkov, J. Feldshtein, S-I에게 있습니다. 오로라 타원은 태양풍이 지구의 상부 대기에 가장 강한 영향을 미치는 지역입니다. 오로라의 강도는 타원에서 가장 크며 그 역학은 위성에 의해 지속적으로 모니터링됩니다.
안정적인 오로라 레드 아크, 그렇지 않으면 중위도 적색 호라고 함 또는 M-아크, (눈의 감도 한계 아래) 서브시각적 넓은 호로 동쪽에서 서쪽으로 수천 킬로미터 뻗어 있고 아마도 지구 전체를 에워싸고 있습니다. 호의 위도 범위는 600km입니다. 안정적인 오로라 적색 호의 방출은 적색 선 l 6300 Å 및 l 6364 Å에서 거의 단색입니다. 최근에는 약한 방출선 l 5577 Å(OI) 및 l 4278 Å(N + 2)도 보고되었습니다. 지속적인 붉은 호는 오로라로 분류되지만 훨씬 더 높은 고도에서 나타납니다. 하한은 고도 300km, 상한은 약 700km입니다. l 6300 Å 방출에서 조용한 오로라 적색 호의 강도는 1에서 10 kRl(일반적인 값은 6 kRl) 범위입니다. 이 파장에서 눈의 감도 임계값은 약 10kR이므로 시각적으로 호가 거의 관찰되지 않습니다. 그러나 관찰 결과 밤의 10%에서 밝기가 >50kR인 것으로 나타났습니다. 호의 일반적인 수명은 약 하루이며 다음 날에는 거의 나타나지 않습니다. 안정적인 오로라 적색 호를 가로지르는 위성이나 전파원의 전파는 전자 밀도 불균일성의 존재를 나타내는 섬광을 받기 쉽습니다. 적색 호에 대한 이론적 설명은 그 영역의 가열된 전자가 에프전리층은 산소 원자를 증가시킵니다. 위성 관측은 안정적인 오로라 적색 호를 가로지르는 지자기장 선을 따라 전자 온도의 증가를 보여줍니다. 이 호의 강도는 지자기 활동(폭풍)과 양의 상관관계가 있으며 호의 발생 빈도는 태양 흑점 활동과 양의 상관관계가 있습니다.
일부 형태의 오로라는 준주기적이고 일관된 시간 강도 변화를 경험합니다. 대략적으로 고정된 기하학과 위상에서 발생하는 빠른 주기적인 변화를 갖는 이러한 오로라를 변화하는 오로라라고 합니다. 그들은 오로라로 분류됩니다. 형태 아르 자형국제 오로라 지도에 따르면 변화하는 오로라에 대한 보다 자세한 세부 분류:
아르 자형 1 (맥동 오로라)는 오로라의 형태 전체에 걸쳐 밝기의 균일한 위상 변화가 있는 광선입니다. 정의에 따르면 이상적인 맥동 오로라는 맥동의 공간적 부분과 시간적 부분을 분리할 수 있습니다. 명도 나(r,t)= 나는(아르 자형)· 그것(티). 전형적인 오로라에서 아르 자형 1, 맥동은 저강도(1~2kR)의 0.01~10Hz의 주파수에서 발생합니다. 대부분의 오로라 아르 자형 1은 몇 초 동안 맥동하는 반점 또는 호입니다.
아르 자형 2 (불타오르는 오로라). 이 용어는 일반적으로 하나의 형태를 설명하는 것이 아니라 하늘을 채우는 불꽃과 같은 움직임을 나타내는 데 사용됩니다. 오로라는 호 모양이며 일반적으로 100km 높이에서 위로 이동합니다. 이 오로라는 상대적으로 드물고 오로라 외부에서 더 자주 발생합니다.
아르 자형 3 (깜빡이는 오로라). 이들은 밝기가 빠르고 불규칙하거나 규칙적으로 변하는 오로라로, 하늘에서 깜박이는 불꽃의 인상을 줍니다. 그들은 오로라가 붕괴되기 직전에 나타납니다. 일반적으로 관찰되는 변동 빈도 아르 자형 3은 10 ± 3Hz와 같습니다.
다른 종류의 맥동하는 오로라에 사용되는 스트리밍 오로라라는 용어는 호와 오로라 띠에서 수평으로 빠르게 움직이는 밝기의 불규칙한 변화를 나타냅니다.
변화하는 오로라는 태양 및 자기권 기원의 입자의 강수에 의해 야기되는 지자기장의 맥동과 오로라 X선 복사를 수반하는 태양-지계 현상 중 하나이다.
극성 캡의 글로우는 첫 번째 음의 N + 2 시스템(λ 3914 Å) 밴드의 높은 강도를 특징으로 합니다. 일반적으로 이러한 N + 2 밴드는 녹색 선 OI l 5577 Å보다 5배 더 강렬하며, 극성 캡 글로우의 절대 강도는 0.1에서 10kRl(보통 1-3kRl)입니다. PCA 기간 동안 나타나는 이러한 오로라는 고도 30~80km에서 지자기 위도 60°까지 극지방 전체를 균일한 빛으로 덮습니다. 이것은 주로 10–100 MeV의 에너지를 갖는 태양 양성자와 d-입자에 의해 생성되며, 이러한 높이에서 최대 이온화를 생성합니다. 맨틀 오로라라고 불리는 또 다른 유형의 빛이 오로라 지역에 있습니다. 이러한 유형의 오로라 빛의 경우 아침 시간의 최대 강도는 1-10kR이고 최소 강도는 5배 더 약합니다. 맨틀 오로라는 관측이 적고 그 강도는 지자기 및 태양 활동에 따라 다릅니다.
대기 빛행성의 대기에서 생성되고 방출되는 방사선으로 정의됩니다. 이것은 오로라의 방출, 번개 방전 및 유성 흔적의 방출을 제외하고 대기의 비열 복사입니다. 이 용어는 지구의 대기와 관련하여 사용됩니다(야간 광선, 황혼 광선 및 낮 광선). 대기의 빛은 대기에서 사용할 수 있는 빛의 일부일 뿐입니다. 다른 소스로는 별빛, 황도광, 태양으로부터 주간 산란광이 있습니다. 때때로 대기의 빛은 전체 빛의 40%에 이를 수 있습니다. 대기광은 다양한 높이와 두께의 대기층에서 발생합니다. 대기 광선 스펙트럼은 1000 Å에서 22.5 µm의 파장을 포함합니다. 대기광의 주요 방출선은 l 5577 Å이며 30-40km 두께의 층에서 90-100km 높이에서 나타납니다. 글로우의 출현은 산소 원자의 재결합에 기반한 샹펜(Champen) 메커니즘 때문입니다. 다른 방출선은 l 6300 Å이며, 해리성 O + 2 재조합 및 방출 NI l 5198/5201 Å 및 NI l 5890/5896 Å의 경우에 나타납니다.
대기 광선의 강도는 레일리 단위로 측정됩니다. 밝기(Rayleighs 단위)는 4rb와 같으며 여기서 c는 10 6 광자/(cm 2 sr s) 단위의 발광층 휘도의 각 표면입니다. 광선 강도는 위도에 따라 다르며(방출에 따라 다름) 낮에도 변하며 자정 부근에서 최대값을 갖습니다. l 5577 Å 방출의 대기광은 흑점 수 및 파장 10.7 cm의 태양 복사 플럭스와 양의 상관관계가 있음이 확인되었으며, 이 대기광은 위성 실험 중에 관찰되었습니다. 우주에서 보면 지구 주위를 둘러싸고 있는 빛의 고리처럼 보이며 녹색을 띤다.
고도 20-25km에서 무시할 수 있는 양의 오존 O 3 (산소 함량의 최대 2x10-7!)의 최대 농도는 약 10-50 고도에서 태양 자외선 복사의 작용으로 발생합니다. km에 도달하여 전리된 태양 복사로부터 행성을 보호합니다. 극도로 적은 수의 오존 분자에도 불구하고, 그들은 태양으로부터의 단파(자외선 및 X선) 복사의 유해한 영향으로부터 지구상의 모든 생명체를 보호합니다. 모든 분자를 대기 바닥으로 침전시키면 두께가 3-4mm 이하인 층이 생깁니다! 100km 이상의 고도에서는 가벼운 가스의 비율이 증가하고 매우 높은 고도에서는 헬륨과 수소가 우세합니다. 많은 분자가 별도의 원자로 해리되어 강한 태양 복사의 영향으로 이온화되어 전리층을 형성합니다. 지구의 대기에 있는 공기의 압력과 밀도는 높이에 따라 감소합니다. 온도 분포에 따라 지구의 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 열권 및 외기권으로 나뉩니다. .
고도 20-25km에 위치 오존층. 오존은 0.1-0.2 미크론보다 짧은 파장의 태양 자외선을 흡수하는 동안 산소 분자의 붕괴로 인해 형성됩니다. 자유 산소는 O 2 분자와 결합하여 O 3 오존을 형성합니다. 이 오존은 0.29마이크론 미만의 모든 자외선을 탐욕스럽게 흡수합니다. 오존 분자 O 3 는 단파 복사에 의해 쉽게 파괴됩니다. 따라서 오존층은 희박함에도 불구하고 더 높고 투명한 대기층을 통과한 태양의 자외선을 효과적으로 흡수합니다. 덕분에 지구상의 살아있는 유기체는 태양으로부터 오는 자외선의 유해한 영향으로부터 보호됩니다.
태양 복사는 대기의 원자와 분자를 이온화합니다. 이온화 정도는 이미 고도 60km에서 중요해지고 지구로부터의 거리에 따라 꾸준히 증가합니다. 대기의 다른 고도에서 다양한 분자의 해리와 다양한 원자 및 이온의 후속 이온화 과정이 연속적으로 발생합니다. 기본적으로 이들은 산소 분자 O 2, 질소 N 2 및 그 원자입니다. 이러한 과정의 강도에 따라 60km 이상에 있는 다양한 대기층을 전리층이라고 합니다. , 그리고 그들의 총체는 전리층이다 . 이온화가 중요하지 않은 하층을 호중구라고합니다.
전리층에서 하전 입자의 최대 농도는 고도 300-400km에 도달합니다.
상부 대기에 전도층이 있다는 가설은 1878년 영국 과학자 스튜어트가 지자기장의 특징을 설명하기 위해 제시했습니다. 그러다 1902년 미국의 케네디와 영국의 헤비사이드가 서로 독립적으로 전파의 장거리 전파를 설명하기 위해서는 높은 층에 전도도가 높은 영역이 존재한다고 가정할 필요가 있다고 지적했다. 분위기. 1923 년 Academician M.V. Shuleikin은 다양한 주파수의 전파 전파 특성을 고려하여 전리층에 적어도 두 개의 반사 층이 있다는 결론에 도달했습니다. 그러던 중 1925년 영국의 연구원 애플턴과 바넷, 브라이트와 투브가 최초로 전파를 반사하는 영역의 존재를 실험적으로 증명하고 체계적인 연구의 토대를 마련했다. 그 이후로 일반적으로 전리층이라고 불리는 이들 층의 특성에 대한 체계적인 연구가 수행되어 실용에 매우 중요한 전파의 반사와 흡수를 결정하는 여러 지구물리학적 현상에서 중요한 역할을 하고 있습니다. 특히 안정적인 무선 통신을 보장하기 위한 목적입니다.
1930년대에 전리층 상태에 대한 체계적인 관측이 시작되었습니다. 우리나라에서는 M.A. Bonch-Bruevich의 주도로 펄스 사운딩을위한 설치가 만들어졌습니다. 전리층의 많은 일반적인 특성, 주요 층의 높이 및 전자 밀도가 조사되었습니다.
60~70km 고도에서는 D층, 100~120km 고도에서는 이자형, 고도에서, 고도 180–300km에서 이중층 에프 1 및 에프 2. 이러한 레이어의 주요 매개변수는 표 4에 나와 있습니다.
| 표 4 | ||||||
| 전리층 지역 | 최대 높이, km | 티 , 케이 | 낮 | 밤 네 , cm -3 | a΄, ρm 3 초 – 1 | |
| 분 네 , cm -3 | 최대 네 , cm -3 | |||||
| 디 | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| 이자형 | 110 | 270 | 1.5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| 에프 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| 에프 2 (겨울) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 – 10 |
| 에프 2 (여름) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| 네는 전자 농도, e는 전자 전하, 티는 이온 온도, a΄는 재결합 계수(이는 네그리고 시간에 따른 변화) | ||||||
평균은 위도, 시간대 및 계절에 따라 다르기 때문에 제공됩니다. 이러한 데이터는 장거리 무선 통신을 보장하는 데 필요합니다. 다양한 단파 무선 링크에 대한 작동 주파수를 선택하는 데 사용됩니다. 전리층의 상태에 따른 변화에 대한 지식 다른 시간낮과 다른 계절에 무선 통신의 신뢰성을 보장하는 데 매우 중요합니다. 전리층은 약 60km의 고도에서 시작하여 수만 km의 고도까지 확장되는 지구 대기의 이온화된 층의 집합입니다. 지구 대기의 이온화의 주요 원인은 주로 태양 채층과 코로나에서 발생하는 태양의 자외선 및 X선 복사입니다. 또한 상층 대기의 이온화 정도는 태양 플레어 동안 발생하는 태양 미립자 흐름과 우주선 및 유성 입자의 영향을 받습니다.
자유 전자 농도의 최대값에 도달하는 대기의 영역입니다(즉, 단위 부피당 수). 대기 가스 원자의 이온화로 인해 전하를 띠는 자유 전자와 (낮은 정도로, 덜 움직이는 이온) 전파와 상호 작용하는(즉, 전자기 진동) 방향을 변경하여 반사 또는 굴절시키고 에너지를 흡수할 수 있습니다. 그 결과, 멀리 떨어진 라디오 방송국을 수신할 때 라디오 페이딩, 먼 스테이션의 가청도 증가, 정전등. 현상.
지구에서 전리층을 연구하는 고전적인 방법은 지연 시간을 측정하고 반사된 신호의 강도와 모양을 연구하면서 전파 펄스를 보내고 전리층의 다양한 층에서 반사를 관찰하는 펄스 사운딩으로 축소됩니다. 다른 주파수에서 전파 펄스의 반사 높이를 측정하여 다양한 영역의 임계 주파수를 결정함으로써(전리층의 이 영역이 투명해지는 전파 펄스의 반송 주파수를 임계라고 함) 다음 값을 결정할 수 있습니다. 층의 전자 밀도와 주어진 주파수에 대한 유효 높이, 그리고 주어진 무선 경로에 대한 최적의 주파수를 선택합니다. 로켓 기술의 발달과 인공 지구 인공위성(AES) 및 기타 우주선의 우주 시대의 도래로 인해 하부가 전리층인 지구 근처 우주 플라스마의 매개변수를 직접 측정하는 것이 가능해졌습니다.
특수 발사된 로켓과 위성 비행 경로를 따라 수행된 전자 밀도 측정은 이전에 지상 기반 방법으로 얻은 전리층 구조, 지구의 다른 지역에 대한 높이에 따른 전자 밀도 분포에 대한 확인 및 정제된 데이터를 가능하게 했습니다. 주 최대값 이상의 전자 밀도 값을 얻으려면 - 층 에프. 이전에는 반사된 단파장 전파 펄스의 관찰을 기반으로 한 사운딩 방법으로 이를 수행하는 것이 불가능했습니다. 지구의 일부 지역에는 낮은 전자 밀도, 규칙적인 "전리층 바람"을 갖는 상당히 안정적인 영역이 있으며, 여기 위치에서 수천 킬로미터 떨어진 국부적 전리층 교란을 운반하는 독특한 파동 과정이 전리층에서 발생합니다. 훨씬 더. 특히 매우 민감한 수신 장치를 만들면 전리층의 펄스 사운딩 스테이션에서 전리층의 가장 낮은 영역(부분 반사 스테이션)에서 부분적으로 반사된 펄스 신호 수신을 수행할 수 있습니다. 높은 농도의 방사 에너지를 수행할 수 있는 안테나를 사용하여 미터 및 데시미터 파장 대역에 강력한 펄스 설치를 사용하면 다양한 높이에서 전리층에 의해 산란된 신호를 관찰할 수 있습니다. 전리층 플라즈마의 전자와 이온에 의해 비간섭적으로 산란된 이러한 신호의 스펙트럼 특징에 대한 연구(이를 위해 전파의 비간섭 산란 스테이션이 사용됨)를 통해 전자와 이온의 농도를 결정할 수 있었습니다. 수천 킬로미터의 고도까지 다양한 고도에서의 온도. 전리층은 사용된 주파수에 대해 충분히 투명하다는 것이 밝혀졌습니다.
300km 고도에서 지구 전리층의 전하 농도(전자 밀도는 이온 1과 같음)는 낮 동안 약 106cm-3입니다. 이 밀도의 플라즈마는 20m보다 긴 전파를 반사하고 더 짧은 전파를 전송합니다.
낮과 밤 조건에 대한 전리층의 전자 밀도의 일반적인 수직 분포.
장거리 방송국의 안정적인 수신은 사용되는 주파수와 시간, 계절 및 태양 활동에 따라 달라집니다. 태양 활동은 전리층 상태에 큰 영향을 미칩니다. 지상국에서 방출되는 전파는 모든 종류의 전자파와 마찬가지로 직선으로 전파됩니다. 그러나 지구의 표면과 대기의 이온화 된 층은 모두 일종의 거대한 커패시터 판 역할을하여 빛에 대한 거울의 작용처럼 작용한다는 점을 고려해야합니다. 그들로부터 반사된 전파는 수천 킬로미터를 여행할 수 있으며 수백 수천 킬로미터의 거대한 도약으로 지구 주위를 휘어지며 이온화된 가스 층과 지구 또는 물의 표면에서 번갈아 반사됩니다.
1920년대에는 200m 미만의 전파는 강한 흡수력으로 인해 일반적으로 장거리 통신에 적합하지 않다고 믿었습니다. 유럽과 미국 사이의 대서양을 가로지르는 단파의 장거리 수신에 대한 첫 번째 실험은 영국 물리학자 올리버 헤비사이드와 미국 전기 엔지니어 아서 케넬리에 의해 수행되었습니다. 서로 독립적으로 그들은 지구 어딘가에 전파를 반사할 수 있는 대기의 이온화된 층이 있다고 제안했습니다. 그것은 Heaviside 층 - Kennelly, 그리고 그 다음 - 전리층이라고 불렀습니다.
에 따르면 현대적인 아이디어전리층은 음전하를 띤 자유 전자와 양전하를 띤 이온, 주로 분자 산소 O + 및 산화 질소 NO + 로 구성됩니다. 이온과 전자는 분자의 해리와 태양 X선 및 자외선에 의한 중성 가스 원자의 이온화의 결과로 형성됩니다. 원자를 이온화하기 위해서는 이온화 에너지를 알릴 필요가 있습니다. 이온화 에너지의 주요 소스는 전리층의 자외선, X선 및 태양의 미립자 복사입니다.
지구의 가스 껍질이 태양에 의해 조명되는 한 점점 더 많은 전자가 계속해서 형성되지만 동시에 일부 전자는 이온과 충돌하여 재결합하여 다시 중성 입자를 형성합니다. 일몰 후에는 새로운 전자의 생성이 거의 멈추고 자유 전자의 수가 감소하기 시작합니다. 전리층에 자유 전자가 많을수록 더 나은 고주파수가 반사됩니다. 전자 농도가 감소하면 저주파 범위에서만 전파의 통과가 가능합니다. 그렇기 때문에 밤에는 원칙적으로 75, 49, 41 및 31m 범위에서만 먼 방송국을 수신 할 수 있으며 전자는 전리층에 고르지 않게 분포됩니다. 고도 50~400km에는 전자 밀도가 증가된 여러 층 또는 영역이 있습니다. 이 영역은 서로 부드럽게 전환되고 다양한 방식으로 HF 전파의 전파에 영향을 줍니다. 전리층의 상층은 문자로 표시됩니다. 에프. 다음은 가장 높은 이온화 정도입니다(하전 입자의 비율은 약 10-4임). 지표면 위 150km 이상의 고도에 위치하며 고주파 HF 대역의 전파가 장거리 전파되는 데 주요 반사 역할을 합니다. 여름에는 F 영역이 두 개의 레이어로 나뉩니다. 에프 1 및 에프 2. F1 레이어는 200~250km의 높이를 차지할 수 있으며 레이어는 에프 2는 300-400km의 고도 범위에서 "떠 있는" 것처럼 보입니다. 보통 레이어 에프 2는 층보다 훨씬 더 강하게 이온화됩니다. 에프하나 . 나이트 레이어 에프 1 사라지고 레이어 에프 2가 남아 있고, 천천히 이온화 정도의 60%를 잃습니다. F층 아래 고도 90~150km에 층이 있다. 이자형, 이온화는 태양의 연 X선 복사의 영향으로 발생합니다. E 층의 이온화 정도는 E 층의 이온화 정도보다 낮습니다. 에프, 낮에는 신호가 계층에서 반사될 때 31m 및 25m의 저주파 HF 대역 스테이션의 수신이 발생합니다. 이자형. 일반적으로 이들은 1000-1500km 거리에 위치한 역입니다. 밤에 층에서 이자형이온화는 급격히 감소하지만 이 시간에도 대역 41, 49 및 75m의 스테이션에서 신호를 수신하는 데 계속 중요한 역할을 합니다.
16, 13 및 11m의 고주파수 HF 대역의 신호를 수신하는 데 큰 관심은 해당 지역에서 발생하는 것입니다. 이자형강하게 증가된 이온화의 중간층(구름). 이 구름의 면적은 몇 평방 킬로미터에서 수백 평방 킬로미터까지 다양합니다. 이 증가된 이온화 층을 산발성 층이라고 합니다. 이자형그리고 표시 에스. Es 구름은 바람의 영향으로 전리층에서 이동할 수 있으며 최대 250km/h의 속도에 도달할 수 있습니다. 여름에는 중위도 낮 동안에 Es 구름에 의한 전파의 발원지가 월 15~20일 발생한다. 적도 근처에서는 거의 항상 존재하며 고위도에서는 일반적으로 밤에 나타납니다. 때때로 태양 활동이 적은 해에 고주파 HF 대역으로의 통과가 없을 때 멀리 떨어진 관측소가 16, 13 및 11m 대역에서 갑자기 좋은 소리로 나타납니다. 그 신호는 Es에서 반복적으로 반사됩니다. .
전리층의 가장 낮은 지역은 지역입니다 디고도 50~90km에 위치. 여기에는 비교적 적은 수의 자유 전자가 있습니다. 지역에서 디장파와 중파는 잘 반사되고 저주파 HF 스테이션의 신호는 강하게 흡수됩니다. 일몰 후 이온화는 매우 빠르게 사라지고 41, 49 및 75m 범위의 먼 스테이션을 수신 할 수있게되며 그 신호는 레이어에서 반사됩니다. 에프 2 및 이자형. 전리층의 분리된 층은 HF 무선 신호의 전파에 중요한 역할을 합니다. 전파의 전파 메커니즘은 큰 이온의 존재와 관련되어 있지만 전파에 대한 영향은 주로 전리층의 자유 전자의 존재로 인한 것입니다. 후자는 중성 원자 및 분자보다 더 활동적이기 때문에 대기의 화학적 특성 연구에도 관심이 있습니다. 전리층에서 일어나는 화학 반응은 에너지와 전기적 균형에 중요한 역할을 합니다.
정상 전리층. 지구 물리학 로켓과 위성의 도움으로 수행 된 관측은 대기의 이온화가 광범위한 태양 복사의 영향으로 발생한다는 것을 나타내는 많은 새로운 정보를 제공했습니다. 그것의 주요 부분(90% 이상)은 스펙트럼의 가시 부분에 집중되어 있습니다. 자색광선보다 파장이 짧고 에너지가 많은 자외선은 태양의 대기(채층) 내부의 수소에서 방출되고, 에너지가 더 높은 X선은 태양의 가스에서 방출됩니다. 외피(코로나).
전리층의 정상(평균) 상태는 지속적으로 강력한 방사선으로 인해 발생합니다. 정오의 태양광 입사각의 계절적 차이와 지구의 매일의 자전의 영향으로 정상 전리층에서 규칙적인 변화가 발생하지만, 전리층의 상태에서 예측할 수 없고 갑작스러운 변화도 발생한다.
알려진 바와 같이, 주기적으로 반복되는 강력한 활동 징후가 태양에서 발생하며, 이는 11년마다 최대치에 도달합니다. 국제 지구 물리학 년 (IGY) 프로그램에 따른 관측은 체계적인 기상 관측의 전체 기간 동안 가장 높은 태양 활동 기간과 일치했습니다. 18세기 초부터. 활동이 많은 기간에는 태양의 일부 영역의 밝기가 몇 배 증가하고 자외선 및 X선 복사의 위력이 급격히 증가합니다. 이러한 현상을 태양 플레어라고 합니다. 그들은 몇 분에서 한 두 시간 동안 지속됩니다. 플레어 동안 태양 플라즈마가 분출(주로 양성자와 전자)하고 소립자가 우주 공간으로 돌진합니다. 이러한 플레어의 순간에 태양의 전자기 및 미립자 복사는 지구의 대기에 강한 영향을 미칩니다.
초기 반응은 강렬한 자외선과 X선 복사가 지구에 도달하는 플래시 후 8분에 기록됩니다. 결과적으로 이온화가 급격히 증가합니다. 엑스레이는 전리층의 하부 경계까지 대기를 관통합니다. 이 층에 있는 전자의 수가 너무 많아 무선 신호가 거의 완전히 흡수됩니다("소멸"). 복사의 추가 흡수는 가스의 가열을 일으켜 바람의 발달에 기여합니다. 이온화된 가스는 전기전도체로서 지구 자기장 속에서 움직이면 다이나모 효과가 나타나 전류가 발생한다. 이러한 전류는 차례로 자기장의 눈에 띄는 섭동을 일으키고 자기 폭풍의 형태로 나타날 수 있습니다.
상부 대기의 구조와 역학은 본질적으로 태양 복사에 의한 이온화 및 해리, 화학 과정, 분자 및 원자의 여기, 비활성화, 충돌 및 기타 기본 과정과 관련된 열역학적으로 비평형 과정에 의해 결정됩니다. 이 경우 밀도가 감소함에 따라 높이에 따라 불균형 정도가 증가합니다. 500-1000km의 고도까지, 그리고 종종 더 높은 고도까지, 상부 대기의 많은 특성에 대한 비평형의 정도는 매우 작기 때문에 그것을 설명하기 위한 화학 반응에 대한 허용과 함께 고전 및 유체 자기 유체 역학을 사용할 수 있습니다.
외권은 수백 킬로미터 고도에서 시작하는 지구 대기의 바깥층으로, 여기에서 가볍고 빠르게 움직이는 수소 원자가 우주 공간으로 탈출할 수 있습니다.
에드워드 코노노비치
문학:
푸도프킨 M.I. 태양 물리학의 기초. 2001년 상트페테르부르크
에리스 체이슨, 스티브 맥밀런 오늘의 천문학. 프렌티스 홀 Inc. 어퍼 새들 리버, 2002
온라인 자료: http://ciencia.nasa.gov/
10.045×10 3 J/(kg*K)(0-100°C의 온도 범위에서), C v 8.3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). 0°C의 물에 대한 공기의 용해도는 0.036%, 25°C - 0.22%입니다.
현재 과학은 지구 형성의 모든 단계를 100% 정확도로 추적할 수 없습니다. 가장 일반적인 이론에 따르면, 지구의 대기는 시간이 지남에 따라 4가지 다른 구성으로 되어 있습니다. 처음에는 행성간 공간에서 포획한 가벼운 가스(수소와 헬륨)로 구성되었습니다. 이 소위 기본 분위기. 다음 단계에서는 활발한 화산 활동으로 대기가 수소 이외의 가스(탄화수소, 암모니아, 수증기)로 포화되었습니다. 이것이 어떻게 2차 대기. 이 분위기는 회복되었습니다. 또한 대기 형성 과정은 다음 요인에 의해 결정되었습니다.
점차적으로 이러한 요인들이 3차 대기, 훨씬 낮은 함량의 수소와 훨씬 높은 함량의 질소 및 이산화탄소(암모니아와 탄화수소의 화학 반응의 결과로 형성됨)가 특징입니다.
산소의 방출과 이산화탄소의 흡수와 함께 광합성의 결과 지구에 생명체가 출현함에 따라 대기의 구성이 변화하기 시작했습니다. 그러나 대기 산소의 지질학적 기원을 지지하는 데이터(대기 중 산소의 동위원소 구성 및 광합성 동안 방출된 분석)가 있습니다.
처음에는 탄화수소, 바다에 함유된 철 형태의 철 등 환원된 화합물의 산화에 산소가 사용되었습니다. 이 단계가 끝나면 대기의 산소 함량이 증가하기 시작했습니다.
1990년대에는 단일 공기 조성으로 안정적인 시스템을 만드는 것이 불가능했던 폐쇄된 생태계("바이오스피어 2")를 만들기 위한 실험이 수행되었습니다. 미생물의 영향으로 산소 수준이 감소하고 이산화탄소 양이 증가했습니다.
많은 양의 N 2 형성은 예상대로 약 30억 년 전에 광합성의 결과 행성 표면에서 나오기 시작한 분자 O 2 에 의한 1차 암모니아-수소 대기의 산화에 기인합니다 (다른 버전에 따르면 대기 산소는 지질학적 기원입니다). 질소는 산업에서 사용되며 질소 고정 박테리아에 의해 결합된 상부 대기에서 NO로 산화되는 반면, N 2는 질산염 및 기타 질소 함유 화합물의 탈질 결과 대기 중으로 방출됩니다.
질소 N 2 는 불활성 기체이며 특정 조건(예: 낙뢰 방전 중)에서만 반응합니다. 이것은 시아노박테리아, 일부 박테리아(예: 콩과 식물과 근경 공생을 형성하는 결절 박테리아)에 의해 산화되어 생물학적 형태로 전환될 수 있습니다.
전기 방전에 의한 분자 질소의 산화는 질소 비료의 산업적 생산에 사용되며 칠레 아타카마 사막에 독특한 초석 퇴적물을 형성하기도 했습니다.
연료 연소는 오염 가스(CO , NO, SO 2 )의 주요 원인입니다. 이산화황은 상층 대기에서 공기 O 2 에 의해 SO 3 로 산화되어 H 2 O 및 NH 3 증기와 상호 작용하고 생성 된 H 2 SO 4 및 (NH 4) 2 SO 4는 강수와 함께 지표면으로 돌아갑니다. . 내연 기관의 사용은 질소 산화물, 탄화수소 및 Pb 화합물로 인한 심각한 대기 오염을 초래합니다.
대기의 에어로졸 오염은 두 가지 자연적 원인(화산 분출, 먼지 폭풍, 바닷물및 식물의 꽃가루 입자 등), 인간의 경제 활동(광석 및 건축 자재 채굴, 연료 연소, 시멘트 생산 등). 대기 중으로 입자상 물질을 집중적으로 대규모로 제거하는 것은 가능한 원인들행성 기후 변화.
대기의 물리적 상태는 날씨와 기후에 의해 결정됩니다. 대기의 주요 매개변수: 공기 밀도, 압력, 온도 및 구성. 고도가 증가함에 따라 공기 밀도와 대기압이 감소합니다. 온도도 고도의 변화에 따라 변합니다. 대기의 수직 구조는 다른 온도 및 전기적 특성, 다른 공기 조건이 특징입니다. 대기의 온도에 따라 대류권, 성층권, 중간권, 열권, 외권 (산란 구)의 주요 층이 구별됩니다. 인접한 껍질 사이의 대기 전이 영역을 각각 대류권계면, 성층권계면 등이라고 합니다.
자외선(180-200 nm)의 단파장 부분의 대부분은 성층권에 남아 있고 단파의 에너지는 변환됩니다. 이 광선의 영향으로 자기장이 바뀌고 분자가 분해되고 이온화되고 새로운 가스 및 기타 화합물이 형성됩니다. 이러한 과정은 북극광, 번개 및 기타 광선의 형태로 관찰될 수 있습니다.
성층권과 더 높은 층에서는 태양 복사의 영향으로 가스 분자가 원자로 해리됩니다(80km 이상, CO 2 및 H 2 해리, 150km 이상 - O 2, 300km 이상 - H 2). 고도 100~400km에서는 전리층에서도 기체의 이온화가 일어나고, 고도 320km에서는 하전입자(O+2, O-2, N+2)의 농도가 전리층의 ~1/300 중성 입자의 농도. 대기의 상층에는 OH, HO 2 등의 자유 라디칼이 있습니다.
성층권에는 수증기가 거의 없습니다.
최대 100km 높이까지 대기는 균일하고 잘 혼합된 가스 혼합물입니다. 더 높은 층에서 높이의 가스 분포는 분자 질량에 따라 달라지며 더 무거운 가스의 농도는 지구 표면에서 멀어질수록 더 빨리 감소합니다. 가스 밀도의 감소로 인해 온도는 성층권의 0°C에서 중간권의 -110°C로 떨어집니다. 그러나 200-250km 고도에서 개별 입자의 운동 에너지는 ~1500°C의 온도에 해당합니다. 200km 이상에서는 시간과 공간에서 온도와 가스 밀도의 상당한 변동이 관찰됩니다.
약 2000-3000km의 고도에서 외기권은 점차적으로 수소 원자와 같은 매우 희박한 행성간 가스 입자로 채워진 소위 우주 진공 근처로 이동합니다. 그러나 이 가스는 행성간 물질의 일부일 뿐입니다. 다른 부분은 혜성과 유성 기원의 먼지와 같은 입자로 구성됩니다. 이러한 극도로 희박한 입자 외에도 태양 및 은하계에서 발생하는 전자기 및 미립자 복사가 이 공간으로 침투합니다.
대류권은 대기 질량의 약 80%, 성층권은 약 20%를 차지합니다. 중간권의 질량은 0.3% 이하이고 열권은 전체 대기 질량의 0.05% 미만입니다. 대기의 전기적 특성에 따라 호중구와 전리층을 구별합니다. 현재 대기는 고도 2000~3000km까지 뻗어 있는 것으로 알려져 있다.
대기 중 가스의 조성에 따라 방출 동종권그리고 헤테로스피어. 헤테로스피어- 중력이 가스 분리에 영향을 미치는 영역입니다. 그러한 높이에서의 혼합은 무시할 수 있기 때문입니다. 따라서 헤테로스피어의 다양한 구성이 뒤따릅니다. 그 아래에는 동질권(homosphere)이라고 하는 잘 혼합된 균일한 대기 부분이 있습니다. 이 층들 사이의 경계를 터보포즈(turbopause)라고 하며 고도는 약 120km입니다.
이미 해발 5km의 고도에서 훈련을받지 않은 사람은 산소 결핍에 걸리고 적응하지 않으면 사람의 성능이 크게 저하됩니다. 이것은 대기의 생리학적 영역이 끝나는 곳입니다. 약 115km까지 대기에는 산소가 포함되어 있지만 인간의 호흡은 고도 15km에서 불가능합니다.
대기는 우리가 호흡하는 데 필요한 산소를 제공합니다. 그러나 고도가 높아짐에 따라 대기의 전체 압력이 떨어지기 때문에 산소의 부분압도 그에 따라 감소합니다.
인간의 폐에는 약 3리터의 폐포 공기가 지속적으로 포함되어 있습니다. 정상 대기압에서 폐포 공기의 산소 부분압은 110mmHg입니다. Art., 이산화탄소 압력 - 40mmHg. Art. 및 수증기 -47 mm Hg. 미술. 고도가 증가함에 따라 산소 압력이 떨어지고 폐의 수증기와 이산화탄소의 총 압력은 약 87mmHg로 거의 일정하게 유지됩니다. 미술. 주변 공기의 압력이 이 값과 같아지면 폐로의 산소 흐름이 완전히 중지됩니다.
약 19-20km의 고도에서 대기압은 47mmHg로 떨어집니다. 미술. 따라서이 높이에서 인체에서 물과 간질액이 끓기 시작합니다. 이 고도의 가압된 객실 외부에서는 거의 즉시 사망이 발생합니다. 따라서 인간 생리학의 관점에서 "우주"는 이미 15-19km의 고도에서 시작됩니다.
조밀한 공기층(대류권과 성층권)은 방사선의 피해로부터 우리를 보호합니다. 36km 이상의 고도에서 공기의 충분한 희박으로 전리 방사선, 1 차 우주선은 신체에 강한 영향을 미칩니다. 40km 이상의 고도에서는 인간에게 위험한 태양 스펙트럼의 자외선 부분이 작동합니다.
대기(그리스 atmos - 증기 및 spharia - 공에서) - 지구의 공기 껍질, 함께 회전합니다. 대기의 발달은 지구상에서 일어나는 지질학적, 지구화학적 과정은 물론 살아있는 유기체의 활동과도 밀접하게 관련되어 있습니다.
공기는 토양의 가장 작은 공극으로 침투하여 물에도 용해되기 때문에 대기의 하부 경계는 지구 표면과 일치합니다.
고도 2000-3000km의 상한선은 점차 우주 공간으로 이동합니다.
산소가 풍부한 대기는 지구에서 생명을 가능하게 합니다. 대기 산소는 사람, 동물, 식물이 호흡하는 과정에서 사용됩니다.
대기가 없다면 지구는 달처럼 고요할 것입니다. 결국 소리는 공기 입자의 진동입니다. 하늘의 푸른 색은 마치 렌즈를 통과하는 것처럼 대기를 통과하는 태양 광선이 구성 요소 색상으로 분해된다는 사실로 설명됩니다. 이 경우 파란색과 파란색의 광선이 무엇보다 흩어져 있습니다.
대기는 살아있는 유기체에 해로운 영향을 미치는 태양으로부터의 대부분의 자외선을 보유합니다. 또한 지구 표면의 열을 유지하여 지구가 냉각되는 것을 방지합니다.
대기에서 밀도와 밀도가 다른 여러 층을 구별할 수 있습니다(그림 1).
대류권- 극 위의 두께가 8-10km이고 온대 위도-10-12km, 적도 위-16-18km인 대기의 가장 낮은 층.
쌀. 1. 지구 대기의 구조
대류권의 공기는 지표면, 즉 육지와 물에서 가열됩니다. 따라서 이 층의 기온은 고도에 따라 100m마다 평균 0.6°C씩 감소하고 대류권 상한 경계에서는 -55°C에 이릅니다. 동시에 대류권 상부 경계의 적도 지역에서 기온은 -70 ° C이고 북극 지역은 -65 ° C입니다.
대기 질량의 약 80%가 대류권에 집중되어 있으며 거의 모든 수증기가 위치하며 뇌우, 폭풍우, 구름 및 강수가 발생하고 수직(대류) 및 수평(바람) 공기의 이동이 발생합니다.
날씨는 주로 대류권에서 형성된다고 말할 수 있습니다.
천장- 8~50km 고도에서 대류권 위에 위치한 대기층. 이 레이어의 하늘 색상은 자주색으로 나타나며 이는 태양 광선이 거의 산란되지 않는 공기의 희박으로 설명됩니다.
성층권은 대기 질량의 20%를 차지합니다. 이 층의 공기는 희박하고 실제로 수증기가 없으므로 구름과 강수량이 거의 형성되지 않습니다. 그러나 속도가 300km / h에 달하는 성층권에서는 안정적인 기류가 관찰됩니다.
이 층은 집중 오존(오존 스크린, ozonosphere) 자외선을 흡수하여 지구로 통과하는 것을 막아 지구상의 살아있는 유기체를 보호하는 층. 오존으로 인해 성층권 상부 경계의 기온은 -50~4~55°C입니다.
중간권과 성층권 사이에는 과도기 영역인 성층권이 있습니다.
중간권- 50-80km 고도에 위치한 대기층. 이곳의 공기 밀도는 지표면보다 200배 낮습니다. 중간권의 하늘 색은 검게 나타나고 별은 낮 동안 볼 수 있습니다. 공기 온도가 -75(-90)°С로 떨어집니다.
고도 80km에서 시작 열권.이 층의 공기 온도는 250m 높이로 급격히 상승한 다음 일정해집니다. 150km 높이에서 220-240°C에 이릅니다. 500-600km의 고도에서 1500 °C를 초과합니다.
중간권과 열권에서 우주선의 작용에 따라 기체 분자는 원자의 하전(이온화된) 입자로 분해되므로 대기의 이 부분을 전리층- 고도 50~1000km에 위치한 매우 희박한 공기층으로 주로 이온화된 산소 원자, 산화질소 분자 및 자유 전자로 구성됩니다. 이 층은 높은 대전이 특징이며 길고 중간의 전파가 거울에서와 같이 반사됩니다.
전리층에서 오로라가 발생합니다. 태양에서 날아오는 전하를 띤 입자의 영향으로 희박한 가스의 광선이 발생하고 자기장의 급격한 변동이 관찰됩니다.
외권- 1000km 이상에 위치한 대기의 외층. 이 층은 가스 입자가 여기에서 고속으로 이동하고 우주 공간으로 흩어질 수 있기 때문에 산란 구라고도 합니다.
대기는 질소(78.08%), 산소(20.95%), 이산화탄소(0.03%), 아르곤(0.93%), 소량의 헬륨, 네온, 크세논, 크립톤(0.01%), 오존 및 기타 가스가 포함되지만 그 함량은 무시할 수 있습니다(표 1). 지구 대기의 현대적 구성은 1억 년 이상 전에 확립되었지만, 인간의 생산 활동이 급격히 증가함에도 불구하고 변화를 가져왔습니다. 현재 CO 2 함량이 약 10-12% 증가했습니다.
대기를 구성하는 가스는 다양한 기능적 역할을 수행합니다. 그러나 이러한 가스의 주요 중요성은 주로 복사 에너지를 매우 강력하게 흡수하므로 온도 체제지구의 표면과 대기.
표 1. 지표면 근처의 건조한 대기의 화학적 조성
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부피 농도. % |
분자량, 단위 |
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산소 |
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이산화탄소 |
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아산화질소 |
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0 ~ 0.00001 |
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이산화황 |
여름에는 0에서 0.000007까지; 겨울에 0 ~ 0.000002 |
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0에서 0.000002까지 |
46,0055/17,03061 |
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아조그 이산화물 |
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일산화탄소 |
질소,대기에서 가장 흔한 가스로 화학적으로 거의 활동하지 않습니다.
산소, 질소와 달리 화학적으로 매우 활동적인 원소입니다. 산소의 특정 기능은 종속영양생물의 유기물, 암석, 화산에 의해 대기로 방출되는 불완전하게 산화된 가스의 산화이다. 산소가 없으면 죽은 유기물이 분해되지 않습니다.
대기에서 이산화탄소의 역할은 예외적으로 큽니다. 그것은 연소 과정, 살아있는 유기체의 호흡, 부패 과정의 결과로 대기에 들어가고 우선 광합성 중 유기물 생성을위한 주요 건축 자재입니다. 또한, 이산화탄소가 단파 태양복사를 전달하고 열 장파 복사의 일부를 흡수하는 특성은 매우 중요하며, 이는 아래에서 논의될 이른바 온실 효과를 생성할 것입니다.
대기 과정, 특히 성층권의 열 체제에 대한 영향은 다음과 같은 영향을 받습니다. 오존.이 가스는 태양 자외선을 자연적으로 흡수하는 역할을 하며 태양 복사를 흡수하면 공기가 가열됩니다. 대기 중 총 오존 함량의 월 평균 값은 지역의 위도와 0.23-0.52cm 이내의 계절에 따라 다릅니다 (지압 및 온도에서 오존층의 두께입니다). 적도에서 극지방으로 갈수록 오존 함량이 증가하고 연간 과정가을에 최소, 봄에 최대.
대기의 특성은 주요 가스 (질소, 산소, 아르곤)의 함량이 높이에 따라 약간 변한다는 사실이라고 할 수 있습니다. 대기 중 65km 고도에서 질소 함량은 86 %, 산소 - 19 , 아르곤 - 0.91, 95km 고도에서 - 질소 77, 산소 - 21.3, 아르곤 - 0.82%. 수직 및 수평 대기 조성의 불변성은 혼합에 의해 유지됩니다.
가스 외에도 공기에는 다음이 포함됩니다. 수증기그리고 고체 입자.후자는 자연적 기원과 인공적(인위적) 기원을 모두 가질 수 있습니다. 이들은 꽃가루, 작은 소금 결정, 도로 먼지, 에어로졸 불순물입니다. 태양 광선이 창을 통과하면 육안으로 볼 수 있습니다.
도시와 대규모 산업 센터의 공기에는 특히 많은 입자상 물질이 있으며, 연료 연소 중에 생성되는 유해 가스와 불순물이 에어로졸에 추가됩니다.
대기 중 에어로졸의 농도는 공기의 투명도를 결정하며, 이는 지구 표면에 도달하는 태양 복사에 영향을 미칩니다. 가장 큰 에어로졸은 응결핵(위도. 결로- 압축, 농축) - 수증기를 물방울로 변형시키는 데 기여합니다.
수증기의 가치는 주로 지표면의 장파 열복사를 지연시킨다는 사실에 의해 결정됩니다. 크고 작은 수분 순환의 주요 연결을 나타냅니다. 수층이 응축될 때 공기의 온도를 높인다.
대기 중 수증기의 양은 시간과 공간에 따라 변합니다. 따라서 지구 표면 근처의 수증기 농도는 열대 지방의 3%에서 남극 대륙의 2-10(15)% 범위입니다.
온대 위도에서 대기의 수직 기둥에있는 수증기의 평균 함량은 약 1.6-1.7cm입니다 (응축 수증기 층은 그러한 두께를 가질 것입니다). 대기의 여러 층에 있는 수증기에 대한 정보는 모순됩니다. 예를 들어, 20~30km의 고도 범위에서 비습도는 고도에 따라 크게 증가한다고 가정했습니다. 그러나 후속 측정은 성층권의 더 큰 건조를 나타냅니다. 분명히 성층권의 특정 습도는 높이에 거의 의존하지 않으며 2-4 mg/kg에 달합니다.
대류권의 수증기 함량 변동성은 증발, 응결 및 수평 수송의 상호 작용에 의해 결정됩니다. 수증기가 응결되어 구름이 형성되고 강수가 비, 우박 및 눈의 형태로 발생합니다.
물의 상전이 과정은 주로 대류권에서 진행되기 때문에 자개와 은이라고 불리는 성층권(고도 20-30km)과 중간권(중간권계면 부근)의 구름은 비교적 드물게 관찰됩니다. , 대류권 구름은 종종 전체 지구 표면의 약 50%를 덮습니다.
공기 중에 포함될 수 있는 수증기의 양은 공기의 온도에 따라 다릅니다.
-20 ° C의 온도에서 1m 3의 공기에는 1g 이하의 물이 포함될 수 있습니다. 0 °C에서 - 5g 이하; +10 °С에서 - 9g 이하; +30 °С에서 - 30g 이하의 물.
결론:공기 온도가 높을수록 더 많은 수증기를 포함할 수 있습니다.
공기는 수 있습니다 부자그리고 포화되지 않은증기. 따라서 +30 ° C의 온도에서 1m 3의 공기에 15g의 수증기가 포함되어 있으면 공기는 수증기로 포화되지 않습니다. 30g - 포화 된 경우.
절대 습도- 이것은 1m 3 의 공기에 포함된 수증기의 양입니다. 그램으로 표시됩니다. 예를 들어, "절대 습도는 15"라고 말하면 1mL에 15g의 수증기가 포함되어 있음을 의미합니다.
상대 습도- 이것은 주어진 온도에서 1mL에 포함될 수 있는 수증기의 양에 대한 1m3 공기의 실제 수증기 함량의 비율(퍼센트)입니다. 예를 들어, 상대 습도가 70%라는 일기 예보가 라디오를 통해 방송된다면, 이는 공기가 주어진 온도에서 보유할 수 있는 수증기의 70%를 포함한다는 것을 의미합니다.
공기의 상대 습도가 높을수록 t. 공기가 포화 상태에 가까울수록 떨어질 가능성이 높아집니다.
적도 지역에서는 항상 높은(최대 90%) 상대 습도가 관찰됩니다. 일 년 내내 기온이 높고 해양 표면에서 증발량이 많기 때문입니다. 극지방에서도 같은 높은 상대 습도가 있지만 낮은 온도에서는 소량의 수증기라도 공기를 포화시키거나 포화에 가깝게 만들기 때문입니다. 온대 위도에서 상대 습도는 계절에 따라 달라집니다. 겨울에는 더 높고 여름에는 더 낮습니다.
공기의 상대 습도는 사막에서 특히 낮습니다. 1m1의 공기에는 주어진 온도에서 가능한 수증기의 양보다 2~3배 적은 양이 포함되어 있습니다.
상대 습도를 측정하기 위해 습도계가 사용됩니다(그리스 hygros-wet 및 metreco-I 측정).
냉각되고 포화된 공기는 같은 양의 수증기를 자체적으로 보유할 수 없으며, 두꺼워지고(응축) 안개 방울로 변합니다. 여름에는 맑고 시원한 밤에 안개가 관찰될 수 있습니다.
구름- 이것은 동일한 안개이며 지구 표면이 아니라 특정 높이에서만 형성됩니다. 공기가 상승함에 따라 냉각되고 그 안의 수증기가 응결됩니다. 그 결과 작은 물방울이 구름을 구성합니다.
구름 형성에 관여 입자상 물질대류권에 매달려 있습니다.
구름은 다음을 가질 수 있습니다. 다른 모양, 형성 조건에 따라 다릅니다 (표 14).
가장 낮고 무거운 구름은 지층입니다. 그들은 지구 표면에서 2km의 고도에 위치하고 있습니다. 고도 2~8km에서는 더 그림 같은 적운을 관찰할 수 있습니다. 가장 높고 가벼운 것은 권운입니다. 그들은 지표면에서 8-18km의 고도에 위치하고 있습니다.
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가족들 |
구름의 종류 |
모습 |
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A. 상부 구름 - 6km 이상 |
I. 핀네이트 |
실 모양, 섬유질, 흰색 |
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Ⅱ. 권적운 |
작은 조각과 컬의 층과 능선, 흰색 |
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III. 권층운 |
투명한 희끄무레한 베일 |
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B. 중간층의 구름 - 2km 이상 |
IV. 적운 |
흰색과 회색의 레이어와 능선 |
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V. 다층화 |
유백색의 부드러운 베일 |
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B. 낮은 구름 - 최대 2km |
VI. 후광층 |
단색 형태가 없는 회색 레이어 |
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VII. 성층적운 |
불투명한 층과 회색 융기 |
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Ⅷ. 계층화 된 |
조명된 회색 베일 |
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D. 수직 개발의 구름 - 하위 계층에서 상위 계층으로 |
IX. 적운 |
바람에 가장자리가 찢어진 밝은 흰색의 클럽과 돔 |
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X. 적란운 |
진한 납색의 강력한 적운 모양의 덩어리 |
주요 출처는 산업 기업과 자동차입니다. 대도시에서는 주요 도시의 가스 오염 문제 고속도로매우 날카롭다. 그렇기 때문에 많은 주요 도시우리나라를 포함한 전 세계에서 자동차 배기 가스의 독성에 대한 환경 제어를 도입했습니다. 전문가들에 따르면 공기 중의 연기와 먼지는 태양 에너지가 지표면으로 흐르는 것을 절반으로 줄여 자연 조건을 변화시킬 수 있다고 합니다.
지구의 분위기(그리스어 atmos 증기 + sphaira 공) - 지구를 둘러싼 가스 껍질. 대기의 질량은 약 5.15·10 15 대기의 생물학적 중요성은 엄청납니다. 대기에서는 생물과 무생물, 동식물 사이에 대량 에너지 교환이 있습니다. 대기 질소는 미생물에 의해 동화됩니다. 식물은 태양 에너지에 의해 이산화탄소와 물로부터 유기물을 합성하고 산소를 방출합니다. 대기의 존재는 지구상의 물의 보존을 보장하며, 이는 또한 생명체의 존재에 중요한 조건입니다.
고고도 지구물리학 로켓, 인공 지구 위성 및 행성간 자동 스테이션의 도움으로 수행된 연구에 따르면 지구 대기수천 킬로미터 뻗어 있습니다. 대기의 경계는 불안정하며, 달의 중력장과 햇빛 흐름의 압력에 영향을 받습니다. 지구의 그림자 영역에서 적도 위의 대기는 약 10,000km의 높이에 도달하고 극 위의 경계는 지구 표면에서 3,000km입니다. 대기의 대부분(80-90%)은 최대 12-16km의 고도 내에 있으며, 이는 위의 높이로 기체 매질의 밀도(희귀) 감소의 지수적(비선형) 특성으로 설명됩니다. 해수면이 높아집니다.
대부분의 생물체의 존재 생체생물학적 과정의 활성 과정에 필요한 가스 구성, 온도, 압력 및 습도와 같은 대기 요인의 조합이 발생하는 최대 7-8km의 더 좁은 대기 경계에서도 가능합니다. 공기의 이동과 이온화, 대기 강수, 대기의 전기적 상태도 위생적으로 중요합니다.
대기는 기체의 물리적 혼합물(표 1), 주로 질소와 산소(78.08 및 20.95 vol. %)입니다. 대기 가스의 비율은 고도 80-100km까지 거의 동일합니다. 대기의 가스 구성의 주요 부분의 불변성은 생물과 무생물 사이의 가스 교환 과정의 상대적 균형과 수평 및 수직 방향의 기단의 연속 혼합으로 인한 것입니다.
표 1. 지표면 부근의 건조 대기의 화학적 조성 특성
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가스 조성 |
부피 농도, % |
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산소 |
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이산화탄소 |
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아산화질소 |
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이산화황 |
0 ~ 0.0001 |
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여름에는 0 ~ 0.000007, 겨울에는 0 ~ 0.000002 |
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이산화질소 |
0 ~ 0.000002 |
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일산화탄소 |
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100km 이상의 고도에서 개별 가스의 비율은 중력과 온도의 영향으로 확산 성층화로 인해 변합니다. 또한 100km 이상의 고도에서 자외선과 X선의 단파장 부분의 작용으로 산소, 질소, 이산화탄소 분자가 원자로 해리된다. 높은 고도에서 이러한 가스는 고도로 이온화된 원자의 형태로 존재합니다.
지구의 다른 지역의 대기 중 이산화탄소 함량은 덜 일정하며, 이는 부분적으로 큰 분포가 고르지 않기 때문입니다. 산업 기업대기 오염뿐만 아니라 지구상의 식물의 고르지 못한 분포, 이산화탄소를 흡수하는 물 분지. 또한 대기의 변수는 화산 폭발, 강력한 인공 폭발, 산업 기업에 의한 오염의 결과로 형성된 에어로졸(수 밀리미크론에서 수십 미크론 크기의 공기 중에 부유하는 입자)의 함량입니다. 에어로졸 농도는 고도에 따라 급격히 감소합니다.
대기의 가장 불안정하고 중요한 가변 성분은 수증기이며 지표면에서 농도는 3%(열대 지방)에서 2 × 10 -10%(남극 대륙)까지 다양합니다. 기온이 높을수록 더 많은 수분(ceteris paribus)이 대기 중에 있을 수 있으며 그 반대의 경우도 마찬가지입니다. 대부분의 수증기는 고도 8-10km까지 대기에 집중되어 있습니다. 대기 중의 수증기 함량은 증발, 응축 및 수평 수송 과정의 결합된 영향에 따라 달라집니다. 높은 고도에서는 온도의 감소와 증기의 응결로 인해 공기가 사실상 건조합니다.
분자 및 원자 산소 외에도 지구의 대기에는 소량의 오존이 포함되어 있습니다(참조). 이 오존의 농도는 고도와 계절에 따라 매우 다양합니다. 대부분의 오존은 고도 15-30km에서 극의 밤이 끝날 무렵 극 지역에 포함되어 위아래로 급격히 감소합니다. 오존은 주로 20-50km 고도에서 산소에 대한 자외선 태양 복사의 광화학 작용의 결과로 발생합니다. 이 경우 이원자 산소 분자는 부분적으로 원자로 분해되고 분해되지 않은 분자를 결합하여 삼원자 오존 분자(고분자, 동소체 형태의 산소)를 형성합니다.
소위 불활성 가스 그룹(헬륨, 네온, 아르곤, 크립톤, 크세논)의 대기 중 존재는 자연 방사성 붕괴 과정의 지속적인 흐름과 관련이 있습니다.
가스의 생물학적 중요성분위기가 매우 큽니다. 대부분의 다세포 유기체의 경우 기체 또는 수성 매체에서 분자 산소의 특정 함량은 존재에 없어서는 안될 요소이며 호흡 중에 광합성 중에 처음에 생성된 유기 물질의 에너지 방출을 결정합니다. 생물권의 상부 경계(지구 표면의 일부와 생명이 존재하는 대기의 하부)가 충분한 양의 산소의 존재에 의해 결정된다는 것은 우연이 아닙니다. 진화 과정에서 유기체는 대기의 특정 수준의 산소에 적응했습니다. 감소 또는 증가 방향으로 산소 함량을 변경하면 역효과가 있습니다(고산병, 고산소증, 저산소증 참조).
오존 동소체 형태의 산소도 생물학적 효과가 뚜렷합니다. 휴양지와 바다 해안에 전형적인 0.0001 mg / l를 초과하지 않는 농도에서 오존은 치유 효과가 있습니다. 호흡과 심혈관 활동을 자극하고 수면을 개선합니다. 오존 농도가 증가하면 눈 자극, 호흡기 점막의 괴사 염증, 악화와 같은 독성 효과가 나타납니다. 폐 질환, 식물 신경증. 헤모글로빈과 결합하여 오존은 메트헤모글로빈을 형성하여 혈액의 호흡 기능을 침해합니다. 폐에서 조직으로의 산소 전달이 어려워지고 질식 현상이 발생합니다. 원자 산소는 신체에 유사한 악영향을 미칩니다. 오존은 태양 복사와 지상 복사의 극도로 강한 흡수로 인해 다양한 대기층의 열 체제를 만드는 데 중요한 역할을 합니다. 오존은 자외선과 적외선을 가장 집중적으로 흡수합니다. 파장이 300nm 미만인 태양광선은 대기 중 오존에 거의 완전히 흡수됩니다. 따라서 지구는 태양으로부터 오는 자외선의 유해한 영향으로부터 많은 유기체를 보호하는 일종의 "오존 스크린"으로 둘러싸여 있습니다. 대기 중의 질소는 중요한 역할을 합니다. 생물학적 중요성주로 소위 소스로. 고정 질소 - 식물(그리고 궁극적으로 동물성) 식품의 자원. 질소의 생리학적 중요성은 생명 과정에 필요한 대기압 수준을 생성하는 데 참여함으로써 결정됩니다. 압력 변화의 특정 조건에서 질소는 신체의 여러 장애 발생에 중요한 역할을 합니다(감압병 참조). 질소가 신체에 대한 산소의 독성 효과를 약화시키고 미생물뿐만 아니라 고등 동물에 의해 대기로부터 흡수된다는 가정은 논란의 여지가 있습니다.
대기의 불활성 기체(크세논, 크립톤, 아르곤, 네온, 헬륨)는 정상 조건에서 생성되는 부분압에서 생물학적으로 무관심한 기체로 분류될 수 있습니다. 분압이 크게 증가하면 이러한 가스는 마약 효과가 있습니다.
대기 중 이산화탄소의 존재는 생명의 과정에서 지속적으로 발생, 변화 및 분해되는 복잡한 탄소 화합물의 광합성으로 인해 생물권에서 태양 에너지의 축적을 보장합니다. 이것 다이나믹 시스템햇빛의 에너지를 포착하고 이를 사용하여 이산화탄소(참조)와 물을 산소 방출과 함께 다양한 유기 화합물로 전환하는 데 사용하는 조류 및 육상 식물의 활동의 결과로 유지됩니다. 생물권의 상향 확장은 6-7km 이상의 고도에서 엽록소 함유 식물이 이산화탄소의 낮은 분압으로 인해 살 수 없다는 사실에 의해 부분적으로 제한됩니다. 이산화탄소는 대사 과정의 조절에 중요한 역할을 하기 때문에 생리학적 측면에서도 매우 활동적입니다. 신경계, 호흡, 혈액 순환, 신체의 산소 체제. 그러나 이 조절은 대기가 아닌 신체 자체에서 생성되는 이산화탄소의 영향에 의해 매개됩니다. 동물과 인간의 조직과 혈액에서 이산화탄소 분압은 대기압보다 약 200배 높습니다. 그리고 대기 중 이산화탄소 함량이 크게 증가하면 (0.6-1 % 이상) 과탄산혈증이라는 용어로 표시되는 신체의 위반이 있습니다 (참조). 흡입된 공기에서 이산화탄소를 완전히 제거하는 것은 인간과 동물 유기체에 직접적인 악영향을 미칠 수 없습니다.
이산화탄소는 장파장 복사를 흡수하고 지구 표면 근처의 온도를 높이는 "온실 효과"를 유지하는 역할을 합니다. 산업 폐기물로 대량으로 대기에 들어가는 이산화탄소 대기의 열 및 기타 체제에 대한 영향 문제도 연구되고 있습니다.
대기 중 수증기(공기 습도)도 인체, 특히 환경과의 열교환에 영향을 미칩니다.
대기 중의 수증기가 응결되어 구름이 형성되고 강수(비, 우박, 눈)가 내립니다. 수증기, 산란 태양 복사, 생성에 참여 열 체제기상 조건의 형성에서 지구와 대기의 하층.
대기압(기압)은 중력의 영향으로 대기가 지구 표면에 가하는 압력입니다. 대기의 각 지점에서 이 압력의 값은 측정 장소에서 대기 경계까지 확장되는 단위 베이스가 있는 위에 있는 공기 기둥의 무게와 같습니다. 대기압은 기압계(참조)로 측정되며 밀리바, 평방 미터당 뉴턴 또는 기압계의 수은 기둥 높이(밀리미터)로 표시되며, 0 ° 및 중력 가속도의 정상 값으로 감소됩니다. 테이블에서. 2는 가장 일반적으로 사용되는 대기압 단위를 보여줍니다.
압력 변화는 지리적 위도가 다른 육지와 물 위에 위치한 기단의 고르지 않은 가열로 인해 발생합니다. 온도가 상승함에 따라 공기의 밀도와 생성되는 압력이 감소합니다. 압력이 감소한 빠르게 움직이는 공기의 거대한 축적(와류 주변에서 중심으로의 압력 감소)을 사이클론이라고 하며 압력이 증가하면(와류 중심으로의 압력 증가) - 안티 사이클론. 기상예보를 위해서는 대기압의 비주기적 변화가 중요하며, 이는 거대한 질량의 이동에서 발생하며 고기압 및 저기압의 출현, 발달 및 파괴와 관련이 있습니다. 특히 대기압의 큰 변화는 열대성 저기압의 빠른 이동과 관련이 있습니다. 동시에 대기압은 하루에 30-40mbar씩 변할 수 있습니다.
100km 거리에서 대기압(밀리바)의 강하를 수평 기압 기울기라고 합니다. 일반적으로 수평 기압 기울기는 1-3mbar이지만 열대성 저기압에서는 때때로 100km당 수십 밀리바까지 상승합니다.
고도가 상승함에 따라 대기압은 로그 관계로 감소합니다. 처음에는 매우 급격하게, 그 다음에는 점점 덜 눈에 띄게 감소합니다(그림 1). 따라서 기압 곡선은 지수적입니다.
단위 수직 거리당 압력 감소를 수직 기압 기울기라고 합니다. 종종 그들은 그것의 역수인 기압 단계를 사용합니다.
기압은 공기를 구성하는 기체의 분압의 합이기 때문에 높이가 상승함에 따라 대기의 전체 압력이 감소함에 따라 기체의 부분압이 위로 공기도 감소합니다. 대기에 있는 모든 가스의 부분압 값은 다음 공식으로 계산됩니다.
여기서 P x 는 가스의 부분압, P z는 고도 Z에서의 대기압, X%는 분압이 결정될 가스의 백분율입니다.
쌀. 1. 해발 고도에 따른 기압의 변화.
쌀. 2. 공기와 산소를 호흡할 때 고도의 변화에 따른 폐포 공기 중의 산소 분압 변화 및 산소에 의한 동맥혈 포화. 산소 호흡은 8.5km 높이에서 시작됩니다(압력 챔버에서 실험).
쌀. 3. 공기 (I)와 산소 (II)를 호흡하면서 급격한 상승 후 다른 높이에서 분 단위로 사람의 활성 의식 평균값의 비교 곡선. 15km 이상의 고도에서는 산소와 공기를 호흡할 때 활성 의식이 똑같이 방해받습니다. 최대 15km의 고도에서 산소 호흡은 활동적인 의식 기간을 상당히 연장합니다(압력실에서 실험).
대기 가스의 구성 비율은 상대적으로 일정하기 때문에 모든 가스의 분압을 결정하려면 주어진 높이에서 전체 기압을 아는 것만으로 충분합니다(그림 1 및 표 3).
표 3. 표준 대기 표(GOST 4401-64) 1
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기하학적 높이(m) |
온도 |
기압 |
산소 분압(mmHg) |
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mmHg 미술. |
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1 축약된 형태로 제공되며 "산소의 부분압" 열에 의해 보충됨.
습한 공기에서 기체의 부분압을 결정할 때 포화 증기의 압력(탄성)은 기압에서 빼야 합니다.
습한 공기에서 기체의 부분압을 결정하는 공식은 건조한 공기와 약간 다릅니다.
여기서 pH 2 O는 수증기의 탄성입니다. t° 37°에서 포화 수증기의 탄성은 47mmHg입니다. 미술. 이 값은 지상 및 고지대 조건에서 폐포 공기의 가스 분압을 계산하는 데 사용됩니다.
고혈압과 저혈압이 신체에 미치는 영향. 기압의 상하 변화는 동물과 인간의 유기체에 다양한 영향을 미칩니다. 증가된 압력의 영향은 기체 매체의 기계적 및 관통 물리적 및 화학적 작용(소위 압축 및 관통 효과)과 관련이 있습니다.
압축 효과는 다음과 같이 나타납니다. 장기 및 조직에 대한 기계적 압력의 균일한 증가로 인한 일반적인 체적 압축; 매우 높은 기압에서 균일한 체적 압축으로 인한 기계적 마취; 외부 공기와 공동의 공기 사이의 소통이 손상된 경우 가스 함유 공동을 제한하는 조직에 대한 국부적 불균일한 압력, 예를 들어 중이, 코의 부속 공동(압력 외상 참조); 특히 강제 호흡(운동, 과탄산혈증) 중에 호흡 운동에 대한 저항을 증가시키는 외부 호흡 시스템의 가스 밀도 증가.
관통 효과는 산소와 무관심한 가스의 독성 효과로 이어질 수 있으며, 그 함량이 증가하면 혈액과 조직에서 마약 반응이 일어나며, 인간에서 질소-산소 혼합물을 사용할 때 상처의 첫 징후가 발생합니다. 4-8 기압의 압력. 산소 분압의 증가는 초기에 심혈관 기능 수준을 감소시키고 호흡기계생리적 저산소 혈증의 조절 영향의 차단으로 인해. 폐의 산소 분압이 0.8-1 ata 이상 증가하면 독성 효과가 나타납니다 (폐 조직 손상, 경련, 붕괴).
기체 매질의 증가된 압력의 침투 및 압축 효과는 일반 및 국소 산소 공급 장애를 갖는 다양한 질병의 치료에서 임상 의학에서 사용됩니다(바로 요법, 산소 요법 참조).
압력을 낮추면 신체에 훨씬 더 뚜렷한 영향을 미칩니다. 극도로 희박한 분위기에서 몇 초 안에 의식을 잃고 4-5분 안에 사망에 이르게 하는 주요 병인 요인은 흡입된 공기의 산소 분압이 감소한 다음 폐포 공기의 분압이 감소하는 것입니다. 혈액 및 조직(그림 2 및 3). 중등도 저산소증은 주로 중요한 기관(뇌, 심장)에 산소 공급을 유지하기 위한 호흡계 및 혈역학의 적응 반응을 유발합니다. 뚜렷한 산소 부족으로 산화 과정이 억제되고 (호흡 효소로 인해) 미토콘드리아에서 에너지 생산의 호기성 과정이 중단됩니다. 이것은 먼저 중요한 기관의 기능의 붕괴로 이어지며, 그 다음에는 돌이킬 수 없는 구조적 손상과 신체의 죽음으로 이어집니다. 적응 및 병리학 적 반응의 발달, 대기압 감소에 따른 신체 기능 상태의 변화 및 인간의 수행은 흡입 된 공기의 산소 분압 감소 정도와 비율, 체류 기간에 의해 결정됩니다. 고도에서 수행한 작업의 강도, 신체의 초기 상태(고산병 참조).
고도에서의 압력 감소(산소 결핍을 배제한 경우에도)는 "감압 장애"의 개념으로 통합된 신체의 심각한 장애를 유발하며, 여기에는 다음이 포함됩니다. 및 고지대 조직 폐기종.
고지대 헛배 부름은 7-12km 이상의 고도로 올라갈 때 복벽의 기압이 감소하여 위장관의 가스 팽창으로 인해 발생합니다. 특정 중요성은 장 내용물에 용해된 가스의 방출입니다.
가스의 팽창은 위와 장의 스트레칭, 횡격막의 상승, 심장의 위치 변화, 이러한 기관의 수용체를 자극하고 호흡과 혈액 순환을 방해하는 병리학적 반사를 유발합니다. 종종 복부에 날카로운 통증이 있습니다. 수심에서 수면으로 상승할 때 다이버들에게도 유사한 현상이 때때로 발생합니다.
중이 또는 코의 부속 구멍에서 각각 혼잡과 통증으로 나타나는 기압염 및 압부비동염의 발병 기전은 고지대 헛배 부름의 발병과 유사합니다.
압력의 감소는 체강에 포함된 가스를 팽창시키는 것 외에도 해수면 또는 수심에서 압력 하에서 용해된 액체 및 조직에서 가스를 방출하고 신체에 기포를 형성합니다. .
용해된 가스(무엇보다도 질소)가 빠져나가는 이 과정은 감압병을 유발합니다(참조).
쌀. 4. 고도 및 기압에 대한 물의 끓는점 의존성. 기압 번호는 해당 고도 번호 아래에 있습니다.
대기압이 감소하면 액체의 끓는점이 감소합니다(그림 4). 기압이 체온 (37 °)에서 포화 증기의 탄성과 같거나 작은 19km 이상의 고도에서 신체의 간질 및 세포 간 액의 "비등"이 발생할 수 있으며 결과적으로 큰 정맥, 흉막, 위, 심낭 , 느슨한 지방 조직, 즉 정수압 및 간질 압력이 낮은 지역에서 수증기 거품이 형성되고 고도 조직 폐기종이 발생합니다. 고도 "비등"은 세포 구조에 영향을 미치지 않으며 세포 간액과 혈액에만 국한됩니다.
거대한 증기 거품은 심장과 혈액 순환의 작용을 차단하고 중요한 시스템과 기관의 기능을 방해할 수 있습니다. 이것은 높은 고도에서 발생하는 급성 산소 결핍의 심각한 합병증입니다. 고지대 조직 폐기종의 예방은 고지대 장비로 신체에 외부 역압을 생성하여 달성할 수 있습니다.
특정 매개변수에서 기압(감압)을 낮추는 바로 그 과정이 손상 요인이 될 수 있습니다. 감압은 속도에 따라 완만(느림)과 폭발로 나뉜다. 후자는 1초 미만으로 진행되며 강한 강타(샷에서와 같이), 안개 형성(팽창하는 공기의 냉각으로 인한 수증기 응결)이 동반됩니다. 일반적으로 압력이 가해진 조종석이나 압력 보호복의 글레이징이 파손될 때 고도에서 폭발적인 감압이 발생합니다.
폭발성 감압에서는 폐가 가장 먼저 고통을 받습니다. 폐내 초과 압력(80mmHg 이상)이 급격히 증가하면 폐 조직이 크게 늘어나 폐가 파열될 수 있습니다(2.3배 팽창). 폭발적인 감압은 손상을 일으킬 수 있으며 위장관. 폐에서 발생하는 과압의 양은 감압 중 폐에서 나오는 공기의 속도와 폐의 공기량에 크게 좌우됩니다. 감압 시 상기도가 닫히거나(삼키거나 숨을 참는 동안) 감압이 폐에 많은 양의 공기가 채워질 때 심호흡 단계와 일치하는 경우 특히 위험합니다.
대기의 온도는 처음에 고도가 증가함에 따라 감소합니다(평균적으로 지면 근처 15°에서 고도 11-18km에서 -56.5°로). 이 대기 구역의 수직 온도 구배는 100m마다 약 0.6°입니다. 일과 연도에 따라 변합니다(표 4).
표 4. 소련 영토의 중간 스트립에 대한 수직 온도 기울기의 변화
쌀. 5. 다른 높이에서 대기 온도의 변화. 구의 경계는 점선으로 표시됩니다.
11 - 25km의 고도에서 온도는 일정해지고 -56.5 °에 이릅니다. 그런 다음 온도가 상승하기 시작하여 고도 40km에서 30-40°에 도달하고 고도 50-60km에서 70°에 도달합니다(그림 5). 이는 오존에 의한 태양 복사의 강렬한 흡수와 관련이 있습니다. 60-80km 고도에서 기온은 다시 약간 감소(최대 60°C)한 다음 점진적으로 증가하여 고도 120km에서 270°C, 고도 220km에서 800°C, 1500°C에 도달합니다. 300km 고도에서 °C,
우주와의 경계 - 3000 ° 이상. 이러한 높이에서 기체의 희박률이 높고 밀도가 낮기 때문에 열용량과 더 차가운 물체를 가열하는 능력이 매우 작다는 점에 유의해야 합니다. 이러한 조건에서 한 신체에서 다른 신체로의 열 전달은 복사를 통해서만 발생합니다. 대기에서 고려되는 모든 온도 변화는 공기 질량에 의한 태양 열 에너지의 직접 및 반사 흡수와 관련이 있습니다.
지구 표면 근처의 대기 하부에서 온도 분포는 태양 복사의 유입에 의존하므로 주로 위도 특성을 갖습니다. 즉, 동일한 온도의 선 - 등온선 - 위도와 평행합니다. 하층의 대기는 지표면에서 가열되기 때문에 수평 온도 변화는 열적 특성이 다른 대륙과 해양의 분포에 의해 크게 영향을 받습니다. 일반적으로 참고서는 토양 표면 위 2m 높이에 온도계를 설치하여 네트워크 기상 관측 중에 측정한 온도를 나타냅니다. 최고 온도(최대 58°C)는 이란의 사막과 소련 - 투르크메니스탄 남부(최대 50°), 남극 대륙에서 가장 낮음(최대 -87°), 그리고 소련 - Verkhoyansk 및 Oymyakon 지역(최대 -68°). 겨울에는 경우에 따라 수직 온도 구배가 0.6 ° 대신 100m 당 1 °를 초과하거나 음수 값을 취할 수도 있습니다. 따뜻한 계절의 낮에는 100m당 수십도에 이를 수 있으며 일반적으로 등온선에 대한 법선을 따라 100km의 거리라고 하는 수평 온도 구배도 있습니다. 수평 온도 구배의 크기는 100km당 10분의 1도이며, 전면 구역에서는 100m당 10°를 초과할 수 있습니다.
인체는 15 ~ 45 °의 상당히 좁은 실외 온도 변동 범위 내에서 열 항상성을 유지할 수 있습니다. 지구 근처와 고도에서 대기 온도의 상당한 차이는 높은 고도 및 우주 비행에서 인체와 환경 사이의 열 균형을 보장하기 위해 특별한 보호 기술 수단을 사용해야 합니다.
대기 매개 변수(온도, 압력, 화학 성분, 전기 상태)의 특성 변화로 인해 조건부로 대기를 구역 또는 층으로 나눌 수 있습니다. 대류권- 지구에 가장 가까운 층, 그 상부 경계는 적도에서 최대 17-18km, 극에서 최대 7-8km, 중위도에서 최대 12-16km. 대류권은 기하급수적인 압력 강하, 일정한 수직 온도 구배의 존재, 기단의 수평 및 수직 이동, 대기 습도의 상당한 변화가 특징입니다. 대류권은 대기의 대부분과 생물권의 상당 부분을 포함합니다. 여기에서 모든 주요 유형의 구름이 발생하고 기단과 전선이 형성되고 저기압과 고기압이 발달합니다. 대류권에서는 지구의 적설과 냉각에 의한 태양 광선의 반사로 인해 표면층공기에서 소위 반전이 발생합니다. 즉, 일반적인 감소 대신 아래에서 위로 대기의 온도가 증가합니다.
대류권의 따뜻한 계절에는 기단과 기류(대류)에 의한 열 전달의 일정한 난류(무작위, 혼돈) 혼합이 있습니다. 대류는 안개를 파괴하고 낮은 대기의 먼지 함량을 줄입니다.
두 번째 대기층은 천장.
그것은 일정한 온도(대류권계면)를 갖는 좁은 영역(1-3km)으로 대류권에서 시작하여 약 80km 높이까지 확장됩니다. 성층권의 특징은 공기의 점진적인 희박화, 예외적으로 높은 강도의 자외선, 수증기의 부재, 다량의 오존의 존재 및 점진적인 온도 상승입니다. 높은 오존 함량은 많은 광학 현상(기적)을 일으키고 소리의 반사를 일으키며 강도와 스펙트럼 구성에 상당한 영향을 미칩니다. 전자기 방사선. 성층권에서는 공기의 일정한 혼합이 있기 때문에 성층권 상부 경계에서의 밀도는 극히 낮지만 구성은 대류권의 공기와 유사합니다. 성층권의 우세한 바람은 서풍이고 상부 지역에서는 동풍으로의 전환이 있습니다.
대기의 세 번째 층은 전리층, 성층권에서 시작하여 고도 600-800km까지 확장됩니다.
전리층의 독특한 특징은 기체 매질의 극도의 희박화, 높은 농도의 분자 및 원자 이온 및 자유 전자 및 고온입니다. 전리층은 전파의 전파에 영향을 주어 굴절, 반사 및 흡수를 일으킵니다.
대기의 높은 층에서 이온화의 주요 원인은 태양의 자외선입니다. 이 경우 전자는 가스 원자에서 떨어져 나와 원자가 양이온으로 변하고, 녹아웃된 전자는 자유로 남거나 음이온을 형성하면서 중성 분자에 포획됩니다. 전리층의 이온화는 유성, 미립자, X선 및 태양의 감마선뿐만 아니라 지구의 지진 과정(지진, 화산 폭발, 강력한 폭발)에 의해 영향을 받아 전리층에 음파를 생성합니다. 대기 입자의 진동 진폭과 속도를 높이고 기체 분자와 원자의 이온화에 기여합니다(항공 이온화 참조).
이온 및 전자의 높은 농도와 관련된 전리층의 전기 전도도는 매우 높습니다. 전리층의 증가된 전기 전도도는 전파의 반사와 오로라의 발생에 중요한 역할을 합니다.
전리층은 지구와 대륙간 인공위성의 비행 영역입니다. 탄도 미사일. 현재 우주 의학은 대기의 이 부분에서 비행 조건이 인체에 미칠 수 있는 영향을 연구하고 있습니다.
넷째, 대기의 외층 - 외기권. 여기에서 대기 가스는 소산(분자에 의한 중력 극복)으로 인해 세계 공간으로 흩어집니다. 그런 다음 대기에서 행성 간 우주 공간으로 점진적인 전환이 있습니다. 외권은 지구의 두 번째 및 세 번째 복사 벨트를 형성하는 많은 수의 자유 전자가 존재한다는 점에서 후자와 다릅니다.
대기를 4개의 층으로 나누는 것은 매우 임의적입니다. 따라서 전기 매개 변수에 따라 대기의 전체 두께는 중성 입자가 우세한 호중구와 전리층의 2개 층으로 나뉩니다. 온도는 대류권, 성층권, 중간권 및 열권을 구별하며 각각 대류권, 성층권 및 중간권으로 구분됩니다. 15~70km 사이에 위치하며 높은 오존 함량을 특징으로 하는 대기층을 오존권이라고 합니다.
실용적인 목적을 위해 다음 조건이 허용되는 국제 표준 대기(MCA)를 사용하는 것이 편리합니다. t ° 15 °의 해수면 압력은 1013 mbar(1.013 X 10 5 nm 2 또는 760 mm Hg)입니다. ); 온도는 1km당 6.5°씩 11km 수준(조건부 성층권)으로 감소한 다음 일정하게 유지됩니다. 소련에서는 표준 대기 GOST 4401-64가 채택되었습니다 (표 3).
강수량. 대기 중 수증기의 대부분은 대류권에 집중되어 있기 때문에 강수를 유발하는 물의 상전이 과정은 주로 대류권에서 진행됩니다. 대류권 구름은 일반적으로 전체 지구 표면의 약 50%를 덮는 반면 성층권(고도 20~30km)과 중간권 부근의 구름은 각각 진주구름과 야광운이라고 불리는 비교적 드물게 관찰됩니다. 대류권에서 수증기가 응결되어 구름이 형성되고 강수가 발생합니다.
강수량은 강수의 성질에 따라 연속, 집중, 이슬비의 3가지 유형으로 나뉩니다. 강수량은 밀리미터 단위로 떨어진 물 층의 두께에 의해 결정됩니다. 강수량은 우량계와 강수량계로 측정됩니다. 강수 강도는 분당 밀리미터로 표시됩니다.
특정 계절과 요일의 강수량 분포는 지역뿐만 아니라 대기 순환과 지표면의 영향으로 인해 극히 고르지 않습니다. 따라서 하와이 제도에서는 연간 평균 12,000mm가 떨어지고 페루와 사하라의 가장 건조한 지역에서는 강수량이 250mm를 초과하지 않으며 때로는 몇 년 동안 떨어지지 않습니다. 연간 강수량 역학에서 다음 유형이 구별됩니다. 적도 - 봄 이후 최대 강수량 및 추분; 열대성 - 여름에 최대 강수량; 몬순 - 여름과 건조한 겨울에 매우 두드러진 피크; 아열대 - 겨울과 건조한 여름에 최대 강수량; 대륙성 온대 위도 - 여름에 최대 강수량; 해양 온대 위도 - 겨울에 최대 강수량.
날씨를 구성하는 기후 및 기상 요인의 전체 대기 및 물리적 복합체는 건강을 개선하고 강화하며 의약 목적(기후 요법 참조). 이와 함께 이러한 대기 요인의 급격한 변동은 신체의 생리적 과정에 부정적인 영향을 미쳐 다양한 병리학 적 상태의 발병과 질병의 악화를 유발할 수 있다는 것이 확인되었습니다. 이러한 현상을 기상 반응이라고합니다 (기후 병리학 참조). 이와 관련하여 특히 중요한 것은 대기의 빈번하고 장기적인 교란과 기상 요인의 급격한 변동입니다.
Meteotropic 반응은 심혈관 질환, 다발성 관절염, 기관지 천식, 소화성 궤양, 피부 질환으로 고통받는 사람들에게서 더 자주 관찰됩니다.
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